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Full text of "Jahrbuch der Kais. Kön. Geologischen Reichs-Anstalt"

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JAHRBUCH 


DER 


- KAISERLICH-KÖNIGLICHEN 


bEULDGISLHEN RBICHSANSTALT 


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LIV. BAND 1904. 


Mit 16 Tafeln. 


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Wien, 1905. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt. 


In Kommission bei R. Lechner (Wilh. Müller), k. u. k. Hofbuchhandlung, 
I., Graben 31. 


Inhalt. 


Personalstand der k. k. geologischen Reichsanstalt (20. Februar 1905) . 
Korrespondenten der k. k. geologischen Reichsanstalt 


Heft 1. 


Geologische Beobachtungen auf einer Reise in die Gegend von Silistria und 
in die Dobrudscha im Jahre 1892. Von Franz Toula. Mit drei 
lithographierten Tafeln (Nr. I—-III) und 19 Textfiguren 


Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. Von Dr. W. 
Petrascheck. Mit einer Tafel (Nr. IV) und einer Textfigur 


Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. Von 


Br Vlsund Ri Zunkotspien. Im Text . u. 2 u na en. nen a 


Über eine neue Krabbe (Cancer Bittneri n. sp.) aus dem miozänen Sand- 
steine von Kalksburg bei Wien. Von Franz Toula. Mit fünf Text- 


ERANEEE ee le kur a LE RE Sr ee a me A a 
Heft 2. 
Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. Von K. Richter. 


Nuarer Zinkoty pien sims Text u. aan ala: wa ee 

Geologische Beschreibung der Mosor planina. Von Dr. Fritz v. Kerner. 
Mit einer geologischen Karte in Farbendruck und zwei Profiltafelu 
NE VEORL  VELE [II] 7. 08" ee. 


Heft 3 und 4. 

Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. Von P. Steph. Richarz. S. V.D. 
Mit einer lithographierten Tafel (Nr. IX) und zwei Zinkotypien im 
ee ee en. Er öre : 

Kritische Besprechung einiger im Verlaufe der letzten Jahre erschienenen 
Arbeiten über Fucoiden. Von Theodor Fuchs. Mit einer Lichtdruck- 
KASTEN ee N ee N he, se 

Das Grundgebirge im Kartenblatte St, Pölten. Von Dr. Franz E. Suess. 
Mit zwei Zinkotypien im Text . 


169 


215 


343 


359 


389 


IN 


Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. Von Dr. Franz 
E. Suess. Mit einer Lichtdrucktafel (Nr. XI) und fünf Zinkotypien 
im Text 04... ve a ee ee 
Geologisch-petrographische Mitteilungen aus dem Gebiete des Kartenblattes 
Böhm.-Leipa und Dauba, Zone 3, Kol. XI der österr. Spezialkarte. Von 
H. V. Graber in Böhm.-Leipa. Mit drei Zinkotypien im Text . 
Das Verbreitungsgebiet der Prominaschichten im Kartenblatte Novigrad— 
Benkovac (Norddalmatien). Von R. J. Schubert. Mit einer geo- 
logischen Übersichtskarte (Tafel Nr. XD). .... 2... ....., 
Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. Von Dr. W. 
Petrasfcheck..Mit zwei’ Ziukotypien im Text un er 
Die kristallinen Alpen des Ultentales. II. Das Gebirge nördlich der Faltschauer, 
Von Dr.W. Hammer. Mit einer Tafel (Nr. XIII) und 13 Zinkotypien 
im. Text. -.... 600% wen ee a re 
Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. Von A. Hofmann und A. Zdarsky. 
Mit: drei Lichtdrucktafeln (Nr. XIV xy ze 
Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. II. Teil. 
Das kristallinische Gebiet bei Reichenau a. d. Kn., Blatt Reichenau— 
Tynist, Zone 5, Kol. XIV. Von Dr. Karl Hinterlechner 


Verzeichnis der Tafeln: 
I-II zu: Franz Toula: Geologische Beobachtungen auf einer Reise 
in .die Dobrudschar. v0. ren. re 


IV zu: Dr. W. Petrascheck: Über Gesteine der Brixener Masse 
und ihrer Randbildungen . 


V zu: Dr. OÖ. Ampferer: Studien über die Inntalterrassen 
VI—VII zu: Dr. F. v. Kerner: Geologische Beschreibung der Mosor 
planina .. “u 22 la, a ß 
IX zu: P. Stephan Richarz: Neokombildungen bei Kaltenleut- 
Beben. = eye ee I 2 ro teste 
x zu: Theodor Fuchs: Kritische Besprechung einiger Arbeiten 
über Fucoiden . .» “Rue ra er ES ee 
| XI zu: Dr. F. E. Suess: Über Perthitfeldspäte . . 222.2... 
XU zu: R. J. Schubert: Das Verbreitungsgebiet der Promina- 
schichten im Blatte Novigrad— Benkovac. . . 2... 


XIII zu: Dr. W. Hammer: Die kristallinen Alpen des Ultentales 


XIV—XVI zu: A. Hofmann und A. Zdarsky: Beitrag zur Säugetier- 
fauna von .Leoben..ı. . . Vai 


Seite 


431 


Personalstand 


der 


raesnloerschen KReichsanstalt 


Direktor: 

Tietze Emil, Ritter des österr. kaiserl. Ordens der Eisernen Krone 
III. Kl., Besitzer des kaiserl. russischen Set. Stanislausordens 
II. Kl. und des Komturkreuzes II. Kl. des königl. schwedischen 
Nordsternordens, Ritter des königl. portugiesischen Set. Jakobs- 
ordens und des montenegrinischen Daniloordens, Phil. Dr., k. k. 
Hofrat, Mitglied der kaiserl. Leop. Carol. deutschen Aka- 
demie der Naturforscher in Halle, Präsident der k. k. Geogra- 
phischen Gesellschaft in Wien, Ehrenmitglied der Societe geo- 
logique de Belgique in Lüttich, der königl. serbischen Akademie 
der Wissenschaften in Belgrad, der uralischen Gesellschaft von 
Freunden der Naturwissenschaften in Jekaterinenburg, der Gesell- 
schaft für Erdkunde in Berlin, der rumänischen Geographischen 
Gesellschaft in Bukarest und der schlesischen Gesellschaft für 
vaterländische Kultur in Breslau, korrespondierendes Mitglied 
der Geological Society of London, der Societe Belge de Ge&ologie, 
de Pal&ontologie et d’Hydrologie in Brüssel, der Geographischen 
Gesellschaft in Leipzig ete., III., Hauptstraße Nr. 6. 


Vizedirektor: 
Vacek Michael, IlI., Erdbergerlände Nr. 4. 


Chefgeologen: 


Teller Friedrich, Phil. Dr. hon. causa, k. k. Bergrat, korr. Mitglied 
der kais. Akademie der Wissenschaften, III., Kollergasse Nr. 6. 

Geyer Georg, III, Hoernesgasse Nr. 9. 

Bukowski Gejza v., III., Hansalgasse Nr. 3. 

Rosiwal August, a. 0. Professor an der k. k. Technischen Hochschule, 
IIl., Bechardgasse Nr. 10. 


VI 


Vorstand des chemischen Laboratoriums: 

John von Johnesberg Konrad, k. k. Regierungsrat, Mitglied der 
kaiserl. Leop. Carol. deutschen Akademie der Naturforscher in 
Halle, korr. Mitglied der Gesellschaft zur . örderung deutscher 
Wissenschaft, Kunst und Literatur in Böhmen etc., II., Paffrath- 
gasse Nr. 6. 


Geologe: 
Dreger Julius, Phil. Dr., IL, Ungargasse Nr. 63. 


Chemiker: 
Eichleiter Friedrich, II, Seidlgasse Nr. 37. 


Adjunkten: 


Kerner von Marilaun Fritz, Med. U. Dr., XIII, Penzingerstraße 
Nr L2RS. 

Suess Franz Eduard, Phil. Dr., Privatdozent an der k. k. Universität, 
II., Afrikanergasse Nr. 9. 

Kossmat Franz, Phil. Dr., Privatdozent an der k. k. Universität, 
III., Metternichgasse Nr. 5. 

Abel Othenio, Phil. Dr., Honorardozent an der k. k. Universität, korr. 
Mitglied der Soc. Belge de Geologie, de Pal&ontologie et d’Hydro- 
logie in Brüssel, XIII, Jenullgasse Nr. 2. 

Hinterlechner Karl, Phil. Dr., XVIIL, Klostergasse Nr. 37. 


Bibliothekar: 
Matosch Anton, Phil. Dr., III., Hauptstraße Nr. 33. 


Assistenten: 


Hammer Wilhelm, Phil. Dr., DI., Blattgasse Nr. 8. 

Schubert Richard Johann, Phil. Dr., HI., Rasumofskygasse Nr. 2. 
Waagen Lukas, Phil. Dr., III., Sophienbrückengasse Nr. 10. 
Ampferer Otto, Phil. Dr., XVIIL, Haizingerstraße Nr. 49. 
Petrascheck Wilhelm, Phil. Dr., III., Geusaugasse Nr. 31. 


Praktikanten: 


Trener Giovanni Battista, Phil. Dr., III, Untere Viaduktgasse Nr. 1. 
OÖhnesorge Theodor, Phil. Dr., UI., Geusaugasse Nr. 43. 


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Für das Museum: 
Zelizko Johann, Amtsassistent, 1II., Löwengasse Nr. 37. 


Für die Kartensammlung: 
Aeichner: 
Jahn Eduard, Besitzer des goldenen Verdienstkreuzes mit der Krone, 
III., Messenhausergasse Nr. 8. 


Skala Guido, III, Hauptstraße Nr. 81. 
Lauf Oskar, VII., Kaiserstraße Nr. 8. 


Für die Kanzlei: 
Girardi Ernst, k. k. Rechnungsrat, III, Marxergasse Nr. 23. 


In zeitlicher Verwendung: 
Frenzl Olga, III., Eslarngasse Nr. 8. 


Diener: 


Erster Amtsdiener: Schreiner Rudolf, 
Besitzer des silbernen Verdienstkreuzes mit 
der Krone 


Laborant: Kalunder Franz 

Zweiter Amtsdiener: Palme Franz 
Dritter Amtsdiener: Ulbing Johann 
Präparator: Spatny Franz 


III., Rasumofsky- 
gasse Nr. 23 u. 25. 


Amtsdienergehilfe für das Laboratorium: 
Felix Johann 


Amtsdienergehilfe für das Museum: 
Kreyda Alois J 


Portier: 
Schmid Josef, k. u. k. Invaliden-Feldwebel, III., Hauptstraße Nr. 1. 


VII 


Korrespondenten 


der 
k.k. geologischen Reichsap. oa 
1902--1904. 


Johann Krahuletz, k. k. Aichmeister i. P. und Vorstand des 
städtischen Museums in Eggenburg, Niederösterreich. 


Dr. Karl Hintze, Professor der Mineralogie an der kgel. Univer- 
sität in Breslau. 


Dr. Anton Rzehak, a. o. Professor an der k. k. deutschen tech- 
nischen Hochschule in Brünn. 


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ISERLICH-KÖ 


JAHRGANG 1904. z 
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a  Milon, 1904. 
> 2 Verlag der R. k. geologischen Reichsanstalt. 


In Kommission bei R. Lechner (Wilh. Müller), k. u. &. Hofbuchhandlung, 
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‚Ausgegeben am 15. September 1904. | 
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Geologische Beobachtungen auf einer Reise in 
die Gegend von Silistria und in die Dobrudscha 
im Jahre 1892. 


Von Franz Toula. 
Mit 3 lithographierten Tafeln (Nr. I—III) und 19 Textfiguren. 


Der erste, welcher in neuerer Zeit auf die Wichtigkeit von 
Untersuchungen über die ‚geologische Beschaffenheit der südlich von 
der unteren Donau gelegenen Länder und deren Gebirge hingewiesen 
hat, war Karl F. Peters. In einem kurzen Aufsatze „Über die 
Bedeutung der Balkanhalbinsel als Festland in der Liasperiode“ 
(Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wissensch., 19. Nov. 1863) hat er 
die Aufmerksamkeit der kais. Akademie auf jene Gebiete gelenkt 
und erreichte damit, daß ihm der Auftrag zuteil wurde, die Lösung 
der offenen Fragen in Angriff zu nehmen und zu erheben, ob und 
inwieweit die geologischen Formationen jener Länder in der Tat 
„denselben Charakter an sich tragen“, der die „Alpen- und Karpathen- 
distrikte so auffallend von den westeuropäischen Ländern scheidet“. 
Er durfte es damals noch unangefochten aussprechen, daß diese Er- 
hebungen „eine natürliche Aufgabe österreichischer Geologen seien“. 

Peters wählte sich die östlichen Landstriche am Schwarzen 
Meere zum Ausgange seiner Studien und schenkte uns darüber seine 
„Grundlinien zur Geographie und Geologie der Dobrudscha*, ein 
Werk, auf das wir österreichischen Geologen immer mit berechtigtem 
Stolze blicken werden, da es trotz der einen und anderen Ergänzung 
und Veränderung der Auffassung mustergültig geblieben ist. 

Und doch war die Wahl für den zu erreichenden Zweck eigent- 
lich eine nicht ganz glückliche, denn das kleine Inselgebirge spielt 
eine ganz absonderliche Rolle sowohl dem Karpathen- als dem 
Balkansystem gegenüber; es ist, wie sich Suess (Antlitz der Erde 
I, S. 613 [1885]) ausdrückte, „ein ganz unaufgeklärtes Rätsel“, da 
es seiner Entstehung nach viel älter ist sowohl als die genannten 
Systeme als auch der Kaukasus, trotz der „kaukasischen“ Streichungs- 
richtung. Es zeigt dies nur aufs neue, wie wenig unter Umständen 
solche tektonische Erscheinungen benützbar sein können und wie 
verwirrend es sein kann, solche UÜbereinstimmungen besonders zu 
betonen. 

Peters verbrauchte seine Kraft an der hochinteressanten 
kleinen und alten Gebirgsscholle, seine Gesundheit wurde unter- 


aırbarı d k.k. gel. Rzichsanstalt, 1994 54 Band, 1, left. (F. Toula.) 1 


2 Franz Toula. [2] 


graben und an eine Fortsetzung seiner Aufnahmsarbeiten konnte 
fürderhin nicht gedacht werden. 


Erst ziemlich lange nach v. Hochstetters erfolgreicher Reise 
nach Mösien, Rumelien und Thrakien im Jahre 18691) gelang es mir, 
meinen Lehrer und ehemaligen Vorstand Prof. Dr. Ferd. v. Hoch- 
stetter zu bewegen, das Interesse der kais. Akademie der Wissen- 
schaften in Wien für die Fortsetzung der von Peters so erfolgreich 
inaugurierten Untersuchungen zu bestimmen, und ich erhielt im Jahre 
1875 in der Tat den ehrenvollen Auftrag, nach dem von mir ent- 
worfenen Plane eine „geologische Durchforschung des Balkangebietes“ 
in Angriff zu nehmen und im westlichen Balkan zu beginnen (1875 
und 1880), welche herrliche Aufgabe ich nach dem vorzeitigen Hin- 
sange des Förderers derselben (v. Hochstetter starb 1883) mit 
Unterstützung der Boue-Kommission der kais. Akademie (1884) und 
des Unterrichtsministeriums (1884, 1883 und 1890) glücklich zum 
Abschlusse bringen konnte. Ohne die Förderung von seiten des 
Ministeriums wäre die Untersuchung des zentralen Balkans, sowie 
jene des östlichen Teiles dieses Gebirges, unmöglich geworden und 
meine Arbeit ein Torso geblieben. 


Bei dieser Arbeit stellte sich die Wichtiekeit heraus, welche es 
für mich haben mußte, auch die benachbarten Gebirge einer ver- 
gleichenden Untersuchung zu unterziehen, und war es auch in diesem 
Falle das k. k. Unterrichtsministerium, welches mir diese Studien 
auszuführen ermöglichte, wogegen ich meine gesamten, auf den 
Balkanreisen gemachten Aufsammlungen dem hohen Ministerium 
behufs Ubergabe an das k. k. naturhistorische Hofmuseum überließ. 


Auf diese Weise wurde es mir auch möglich gemacht, die 
Dobrudscha zu durchreisen, den Jaila Dagh in der Krim kennen 
zu lernen, sowie an der unteren Donau und in den Östkarpathen 
Studien anzustellen. Bei meiner Bereisung des transsylvanischen 
Gebirges erfreute ich mich außerdem eines Zuschusses von seiten 
des königlich rumänischen Domänenministeriums. Meine weiter aus- 
blickenden Arbeiten in Kleinasien 1895 wurden mir durch ver- 
schiedene Umstände nach einem in wissenschaftlicher Beziehung 
nicht unerfreulichen Beginn verleidet. 


Im nachfolgenden beginne ich mit der Bearbeitung der reich- 
haltigen und mannigfaltigen Aufsammlungen, welche ich während 
dieser Reisen zusammenzubringen imstande war. Die Materialien der 
kleinasiatischen Reisen sind bereits bearbeitet. (Beiträge zur Palä- 
ontologie und Geologie Osterreich-Ungarns und des Orients. X. 1896 
und XII. Bd. 1900.) 


Eine Schilderung meiner Reisewege in der Dobrudscha gab ich 
in einem Vortrage im Vereine zur Verbreitung naturwissenschaftlicher 
Kenntnisse in Wien (8. März 1895). 


!) Die ersten Meldungen finden sich in den Verhandlungen der k. k. geol. 
R.-A. 1869, S. 285 u. S. 352—356, während die beiden aufs neue bahnbrechenden 
Abhandlungen in den Jahrbüchern dieser Anstalt erschienen: 1870, S. 265 —461 
und 1872, S. 331--388. 


u ati un 


[3] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 3 


Im nachfolgenden werde ich nach den Aufzeichnungen des 
Reisetagebuches und nach Durcharbeitung der gemachten Aufsamm- 
lungen die Ergebnisse darzulegen versuchen, wobei ich sofort unum- 
wunden erkläre, daß ich die Peters’schen Darlegungen in den weit- 
aus vorherrschenden Fällen als vollkommen richtig und zutreffend 
zu bestätigen habe. Die Angaben der geologischen Karte sind von 
einer fast durchweg mustergültigen Schärfe und Genauigkeit und 
nur intensive Detailarbeit könnte die von ihm gemachten Angaben 
vertiefen und verbreitern. 

Diese Aufgabe hatte ich mir von vornherein nicht gestellt und 
bei der Kürze der für meine Besichtigungen zur Verfügung stehenden 
Zeit — es waren nur wenige Wochen — wäre dies auch ganz und 
sar unmöglich gewesen und mußte ich mich darauf beschränken, die 
zu einer schließlichen zusammenfassenden und vergleichenden Studie 
nötigen eigenen Beobachtungen anzustellen. 

Nach mir wurde die Dobrudscha mehrfach besucht, so von den 
Herren V. Anastasiu, Dr. Redlich und von Kustos E. Kittl. 

Meine Reisen in die Dobrudscha trat ich von Rustschuk aus an, 
wo mir von seiten des Brunnenbauunternehmers F. Brocks mehr- 
fache Freundlichkeit erwiesen wurde. Diesem Herrn verdanke ich 
auch die Mitteilung, daß im Kanal von Giurgewo zwei Meter unter 
dem Nullwasserstande dieselben Requinienkalke anstehend gefunden 
wurden, wie ich sie am Gestade von Rustschuk angetroffen habe. Ich 
fand bei Giurgewo zwar keine Fossilien, doch ist der petrographische 
Charakter des Gesteines in der Tat in schönster Übereinstimmung mit 
jenem bei Rustschuk. 


1. Beobachtungen in der Gegend von Silistria. 
(Fig. 1.) 

Auf der Fahrt nach Silistria sieht man am rechten Steilufer der 
Donau an zwei Stellen horizontal gelagerte Kalkbänke mit mürben 
Zwischenmitteln, und zwar zuerst etwa auf halbem Wege zwischen 
Tutrokan (Turtu Kai) und Silistria und bald darauf vor Popina, wo 
zu oberst eine weiße Kalkbank zu liegen scheint. Es werden dies 
wohl Anzeichen einer Fortsetzung der Rustschuker Kreidetafel gegen 
Osten sein, deren Vorkommen bei Silistria selbst, und zwar südlich 
davon, ich bald sicherstellen konnte. Vor Popina ist das Steilufer 
besonders hoch und gleichfalls horizontal geschichtet unter den die 
Höhe einnehmenden schönen Tumulis. 

Ob diese Kreidetafel oberhalb Silistria gleichfalls eine jüngere 
Decke trägt (unter den Lößbildungen), wird noch sicherzustellen sein. 

Als Bausteine fand ich in Silistria helle oolithische Kalke 
in Anwendung neben dichten Nerineenkalken. Die ersteren sind reich 
an zum Teil stark abgerollten, zum Teil aber doch sehr wohlerhaltenen 
kleinen Fossilien, die sich aus dem weniger festgebundenen Material 
leicht herausbringen lassen. Von den durchweg sehr kleinen Dingen 
sind die überaus spärlichen und abgescheuerten Orbitolinen das be- 
zeichnendste, so daß kein Zweifel bestehen kann, daß man es mit 

1* 


4 Franz Toula. [4] 


ganz ähnlichen Gesteinen zu tun habe, wie sie in der Nähe von Rus- 
tschuk in den Steinbrüchen am Lom so schön aufgeschlossen vorliegen. 
Außerdem fand ich in dem Probestück Reste von walzlichästigen 
Bryozoenstöckchen, kleine Gastropoden, winzige Bivalven und ebenso 
winzige Terebrateln (Taf. I, Fig. 9). Auch spätige Stückchen (Reste 
von Echinidenstacheln) sind hie und da sichtbar. Die walzlichästigen 
Bryozoen erinnern mit ihren einfachen, in Quinkunx stehenden 
Grübchen an gewisse Vinculauria-Formen, zum Beispiel an V. dubia 


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Fig. 1. 


d’Orb. (Pal. france. Terr. Cret., Taf. 601, Fig. 14 und 15); feinere 
Details sind verwischt. 

Mehrere sehr kleine Scheibchen (1’5—2'4 mm Durchmesser) 
mit sehr zierlicher fünfzähliger Furchung und kleinen zentralen 
Knötchen dürfen wohl als Steinkerne winziger Echiniden, ähnlich 
etwa mit Discoidea subucutus Klein (Galerites subuculus Quenst.), ge- 
deutet werden. 

Im Nerineenkalk der Bausteine von Silistria findet sich der 
Steinkern einer hochgewundenen Nerinea, welche in der Form der 
Einschnürung und nach dem Querschnitte der Umgänge an Nerinea 
Crozetensis Pictet et Camp. von St. Croix (Taf. LXVUI, Fig. 3) 


[5] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 5 


erinnert, also in dieselbe Gruppe mit Nerinea Coquandana d’Orb. 
(ebenda Taf. LXII, Fig. 1) aus dem Urgon zu stellen sein dürfte, 

Außerdem liegen zwei Gastropoden in verhältnismäßig wohl- 
ausgeprägten Abdrücken vor. Der eine Abdruck ist hochgewunden 
und hat eine an Fusus oder Murex erinnernde Skulptur mit kräftigen, 
etwas schräg stehenden Querwülsten und scharf ausgeprägten Spiral- 
linien, der zweite stammt von einer ovalen Schale mit großem letzten, 
schön gerundeten Umgang und scharf und etwas treppenförmig ab- 
gesetzten Windungen, von welchen sechs erkennbar sind. In der 
Spindel erscheint die ganz glatte Schale etwas ausgezogen, ähnlich 
so wie es Quenstedt (Gastropoden Taf. 202, Fig. 116) von Actaeon 
Staszycii zeichnet. Auch die Form der Außenlippe hat Ähnlichkeit. 
Man könnte auch vielleicht an T’ylostoma denken. Ob jene Bau- 
steine aus der Gegend von Silistria stammen, ist nicht sicher, obwohl 
ich dieselben Kalke südlich von Silistria wiedergesehen habe. Es 
wäre aber sehr leicht möglich, daß sie den großen Steinbrüchen bei 
Rustschuk entnommen sind, deren Material leicht verfrachtet werden 
kann und auch tatsächlich verfrachtet wird. 


8 Strasse 


Fig. 2. 


Östlich von Silistria, gleich außerhalb der Stadt, und ganz 
nahe an der Grenze von Rumänien befindet sich ein Aufschluß in 
offenbar jungtertiären Ablagerungen. 

Zu oberst liegt (Fig. 2) ein mergeliger Lehm (1.), darunter 
(zirka 0'8 m) gelbe mürbe Mergel (2.), dann 0'8 m blaugraue sandig- 
tonige, im Aussehen an den Silt erinnernde Ablagerungen mit kleinen 
Konkretionen und zahlreichen ansehnlich großen Planorbis- Schalen 
und -Steinkernen (3.), darunter lagert 12 m mächtiger gelber, etwas 
toniger Sand (4.) und zu unterst liegt der verwendbare gelbliche 
Sand (5.), der undeutliche, stark verwitterte Cardien enthält und 
etwa 4 m tief aufgeschlossen war. Plattige Konkretionen sind darin 
recht häufig. | CH 

Diese Konkretionen enthalten stellenweise eine Menge von 
Cardien, vorwaltend kleine Formen von geringer Höhe (bis 7 mn) und 
großer Breite (bis 11 mm). Die rückwärtige Hälfte der Schale ist, 
ähnlich so wie bei gewissen kleinen Formen von Cardıum obsoletum 
(Taf. I, Fig. 5), am Stirnrande gegen rückwärts etwas. verlängert, 
vorn abgerundet. Die ganze Schale ist gleichmäßig mit zarten Radial- 
rippen und mit noch zarteren Anwachslinien bedeckt. Unter. den mir 
bekannt gewordenen Abbildungen ist jene von Cardium (Monodacna) 
simplexe Th. Fuchs aus den „Congerienschichten von -Radmanest 


6 Franz Toula. [6] 


im Banate“ (Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1870, S. 359, Taf. XV, 
Fig. 4-6) am ähnlichsten. Unsere Form ist nur wenig größer, die 
Rippen aber sind zarter. Da mir nur Steinkerne und Abdrücke vor- 
liegen, kann ich an keine nähere Bestimmung denken. Fuchs er- 
wähnt, daß Cardium (Monodacna) pseudocatillus Abich aus dem Kalk- 
steine von Odessa sich durch eine bedeutendere Ungleichseitigkeit 
von Cardium simplex unterscheidet. Eines meiner Stücke unterscheidet 
sich ebenfalls durch besonders auffallende Ungleichseitigkeit, so daß 
man dabei an die Odessaer Form denken könnte. Ein Steinkern 
(Taf, I, Fig. 6) ist 22 mm breit und 14 mm hoch, also ziemlich genau 
doppelt so groß. Stammt wohl aus naher Verwandtschaft. Ein anderer 
Steinkern ist leider auf der rückwärtigen Seite abgebrochen. Er 
stammt von einer viel stärker gewölbten Form her. Die Steinkern- 
höhe einer Klappe beträgt über 21 mm. Auch hier erscheint eine 
ziemlich gleichmäßige Rippung. Vielleicht könnte man an Cardium 
banaticum Fuchs erinnert werden. (Ebenda Taf. XV, Fig. 9.) 

Diese Vorkommnisse erinnern an jene, welche Peters (l. e. 
S. 197) in der Gegend von Rassova an der Donau, westlich von 
'Kokerlenj, angetroffen hat und welche schon Spratt (Quart. Journ. 
XVI, 1860, S, 282) erwähnt hat nach Mitteilungen, die ihm durch Kapt. 
Leford geworden sind, und welche er mit den von ihm am Yalpuksee 
am linken Ufer der Donau oberhalb Ismail gefundenen verglichen hat. 
In der Tat beschreibt er ein Profil aus der Gegend von Bolgrod (Bol- 
grad), wo offenbar ganz ähnliche Sande und sandige Mergel mit Süß- 
wasser-Schaltierresten, über Sanden und Mergeln mit Cardien, ver- 
zeichnet wurden. Bei „Inputsitza“ weiter unterhalb wurde in sandigen 
Mergeln, über „Cardium oder Didacna“ führenden Lagen, das Vor- 
kommen von Planorbis corneus und Lymnaea peregra, Dreissena poly- 
morpha (nach S. P. Woodwards Bestimmung, ebend. S. 286) an- 
geführt. 

Ich führe diese Beobachtung hier an, weil Peters („Grund- 
linien* II, S. 53) bei der Besprechung der „miocänen Süßwasserstufe*“ 
aus der Gegend von Rassova an der Donau auf die Wahrscheinlichkeit 
hingewiesen hat, daß gerade bei Silistria bessere Aufschlüsse zu er- 
hoffen seien. Wie diese eine von mir erbrachte Beobachtung zeigt, 
hat Peters ganz richtig geschlossen. Solche Aufschlüsse werden in der 
weiteren Umgebung von Silistria gewiß noch manche zu finden sein. 

Kapt. Spratts Mitteilungen über die Freshwater-Deposits 
(Quart. Journ. XIII, S. 204 u. S. 312 und XVI S. 281) sind noch 
immer die wichtigsten. An der unteren Donau hat er solche zum 
Beispiel beschrieben vom Yalpuksee östlich von der Pruthmündung, 
wo er sie in Sandsteinen und sandigen Mergeln antraf (l. ec. XVI, 
S. 285 ff). In einer Liegendschichte fanden sich auch Cardien. 
Die Ablagerungen daselbst scheinen auch petrographisch jenen von 
Silistria ähnlich zu sein. 

Peters führt aus der Gegend von Rassova an .der Donau 
gegen Kokerlenj, hier unter Löß und Lokalschotter, Sande (,„Drift- 
bildung“ ?) und sandige Mergeln mit Cyprisschälchen an, unter welchen 
Sande folgen, die er mit ungarischen Congerienschichten (von rn 
bei Fünfkirchen) in Vergleich gebracht hat. 


[7] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 7 


In den grauen, feinglimmerigen, sandigen Tonen 
von Silistria (3.) liegen Planorbis - Steinkerne mit stark ver- 
witterten Schalenresten in großer Zahl vor; es sind fast durchweg 
große Exemplare (Taf. I, Fig. 1), welche in den meisten Stücken 
auf das beste mit Planorbis cornu Brongniart aus dem „Obermiocän“ 
übereinstimmen. (Sandberger, Land- und Süßwasserkonchylien, 
S. 577, Taf. XXVIII, Fig. 18.) Neumayr hat diese Art von Mioeic 
in Dalmatien aus dem Süßwassermergel angeführt (Jahrb. d. k. k. geol. 
R.-A. 1869, XIX, S. 366, Taf. 12, Fig. 21). Unsere Stücke erreichen 
Schalendurchmesser bis über 30 mm. 

Neben dieser Art finden sich auch sehr stark aufgebläht er- 
scheinende Stücke, die wohl nur durch Druck veränderte, besonders 
große Exemplare vorstellen. Außerdem fand sich in meinem ziemlich 
reichlichen Material nur noch ein einziges Stück einer ZLymnaea 
(Taf. I, Fig. 2), ein ziemlich ansehnliches Exemplar, welches jedoch 
zu wenig gut erhalten ist, um es mit Sicherheit bestimmen zu können. 
Es fällt durch die schlanke Schale auf, die auch im letzten Umgange 
keine sonderliche Aufblähung erkennen läßt. 

Das Land an der Grenze ist auf der Höhe, bis zu 80 m über 
der Donau, tafelflach und mit Lößlehm überdeckt. Bei Birtschma 
(Burtschima klang der Name), etwa 10 km im SSO von Silistria, 
treten unter dem Löß und Jungtertiär — gelbe und grauweiße Sande, 
welche in den oberen Partien reich sind an Kalkkonkretionen und 
mit den Ablagerungen bei Silistria übereinstimmen — helle, dichte, 
zum Teil porzellanartige und löcherige Kalke auf, welche in den 
Tälern gegen Süd und Südost beiderseits Steilwände bilden. Sie sind 
von lichtgelblicher Färbung und enthalten in den unteren Lagen 
große Nerineen. Ich fand nur übersinterte Steinkerne, während in 
den oberen Bänken kleine stumpfe Nerineen und Bivalven auftreten. 
Es fand sich auch ein vereinzeltes Kelchstück einer Koralle von 
elliptischem Querschnitt mit hoch hinaufragenden Sternleisten, etwa 
44 an der Zahl, und einem langgestreckten hohlen Mittelsäulchen. 
(Vgl. Taf. I, Fig. 14.) Sie erinnert an die von Quenstedt als 
Anthophyllum bezeichneten Formen, läßt jedoch keine genaue Be- 
stimmung zu. 

In dem cafionartigen Tale bei Birtschma fand ich in dem er- 
wähnten gelblichen, dichten, porzellanartigen und löcherigen Kalke 
vor allem eine Menge von großen hochgewundenen Nerineen. Aber 
auch Monopleuren fehlen nicht, wenn es mir auch nicht gelang, an 
dieser Stelle besseres Material davon zu finden. 

Der beste meiner Nerineensteinkerne gehört zweifellos in die- 
selbe Gruppe mit Nerinea Coquandana d’Orb. (St. Croix, Taf. LXVIL, 
Fig. 1, 2) und Nerinea Traversensis Pict. et Camp. (St. Croix, 
Taf. LXVII, Fig. 4), und zwar nach dem Querschnitte der Röhre 
mehr der letzteren Form angenähert, so daß ich das Stück als 
Nerinea spec. (cf. Traversensis) bezeichnen will. (Vgl. Taf. I, Fig. 7.) 
Die Einschnürung an der Außenseite ist auch etwas stärker als bei 
der angeführten Art (l. ce. Fig. 4 e). 

Der Querschnitt der Spindel ist groß. Zwischen die beiden 
angeführten Urgonarten dürfte unsere Nerinea zu stehen kommen. 


g | Franz Toula. [8] 


Auch die von Sharpe aus Portugal beschriebene Nerinea Olisiponensis 
(Quart. Journ. VI. 1850 S. 114, Taf. XII, Fig. 3) gehört in dieselbe 
Gruppe, doch reichen die Falten auffallend tief in die Röhre und 
sind die Umgänge viel enger aneinander gerückt. 

Auch mehrere Abdrücke einer kleinen hochgewundenen Nerinea 
liegen vor, mit schön gewölbten Umgängen und feinen Spirallinien, 
deren oberste leieht gekörnt erscheint. Beim Anblicke der Abdrücke 
allein. wird. man an gewisse jüngere Tuırritellen erinnert. (Vgl. Taf. I, 
Fig. 13.) Einer der Reste weist aber auch ein Stück des einge- 
schnürten Steinkernes auf, so daß an der Bestimmung als Nerinea 
nicht gezweifelt werden kann. Mir ist eine derartige Form nicht 
bekannt, doch ist das vorliegende Material nicht ausreichend, um 
daraufhin eine neue Form zu gründen. Dies mag besseren Funden 
vorbehalten bleiben. 

Auch ein Bivalvensteinkern liegt mir von derselben Lokalität 
vor, der eine sichere Bestimmung leider gleichfalls nicht zuläßt. 
Der Umriß ist fast kreisförmig. Das Schloß der linken Klappe läßt 
zwei kräftige Zähne erkennen, etwa so wie bei der jüngeren Corbis 
rotundata. Ein vorderer Seitenzahn ist deutlich erkennbar, während 
rückwärts eine scharf ausgeprägte Längsfurche auf der Area verläuft. 

Der Talboden bei Birtschma scheint streckenweise 
förmlich ohne Gefälle zu sein. Es lag derselbe zur Zeit meines 
Besuches (am 7. Juni 1892) bis auf vereinzelte Pfützen und ver- 
sumpfte Stellen trocken und ist weithin von dichtem Eichenbuschwerk 
bedeckt, das den ganzen Talgrund überzieht. Ich verfolgte das weit 
nach Süden reichende, allenthalben (canonartig) steilwandig begrenzte 
trockene Tal bis über Atlatlar. 

An einer Stelle zwischen Birtschma und Aflatlar fand 
ich einen hellfarbigen, oolithischen, löcherigen Kalk mit vielen un- 
deutlichen Fossilien, darunter eine kleine hochgewundene Nerinea, 

In einem Seitentale gegen Aflatlar tritt im Hangenden der Tafel- 
kalke ein ungemein feinkörniger, weißer und mürber Oolith auf, der 
gleichfalls Fossilien führt, darunter eine kleine Auster, welche in die 
Formengruppe der Exogyra plicata Goldf. (Petref. germ. 37 [5—7]) 
gehören dürfte. Die stark gewölbte Schale zeigt gegen den Stirn- 
rand grobe Falten und ist gegen den Wirbel zu faltenlos und 
nur mit Anwachsstreifen versehen. Ostrea flabellata d’Orb. hat große 
Ähnlichkeit. Auch ein Pectenbruchstück liegt vor. 

Die Fahrt war nichtsweniger als angenehm, da der Buschwald 
von Prozessionsspinnenraupen über und über besetzt war, die ihn 
weithin kahl fraßen und vor denen man sich bei dem Passieren der 
Büsche kaum bewahren. konnte. 

Bei Aflatlar (Afatlar) liegt unter dem Löß, der reich an 
„Lößkindeln“ ist, ein roter Lehm und unter diesem ein dünnplattiger 
Kalk. Fast jede der dünnen Bänke ist in der Mitte dicht und kieselig. 
Cardien und Cerithien finden sich darin. (Fig. 3.) 

Die Lage 3 bei Aflatlar besteht aus gelbem, dichtem, etwas 
oolithischem Kalk der sarmatischen Stufe. Derselbe enthält eine 
Menge von Abdrücken und Steinkernen von Gastropoden, deren Ab- 
formung vor allem das Vorkommen des typischen Cerithium pictum 


[9] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 9 


Bast., auf das beste übereinstimmend mit der von M. Hoernes 
(Foss. Moll. des Wiener Beckens, Taf. 41, Fig. 17) abgebildeten 
schlanken Form nachweisen ließ. Weniger häufig ist eine etwas 
gedrungene Varietät, bei welcher, unter der derben Knotenreihe an 
der Naht, nur leichte Andeutungen von weiteren Spirallinien auftreten. 
Außerdem liegt nur noch ein Abdruck vor, der auf das Vorkommen 
der kleinen Paludina Frauenfeldi M. Hoernes hindeutet (l. c. pag. 582, 
Taf. 47, Fig. 28). 

Echte typische Monopleurenkalke mit zahllosen Exemplaren der 
kleinen Monopleura trilobata d’Orb. in Steinkernen und Abdrücken, 
die auf das beste übereinstimmen mit den von Matheron abge- 
bildeten Formen (Rech. paleont. dans le Midi de la France, III. Part, 
Taf. 12, Fig. 5) bilden das Liegende. 

Aber auch eine Form mit etwas gewundenem Wirbel der großen 
Klappe ließ sich durch einen Abdruck feststellen, wodurch man an 
Monopleura varians Math. (1. e. Taf. 12, Fig. 3) erinnert wird; freilich 
ist die Windung nicht so beträchtlich wie bei dieser Form. Eine 
zarte, aber deutliche Kante läuft gegen den Wirbel. Auf demselben 


Fig. 3. 
Brunnengrabung. 


1. Löß mit vielen Lößkonkretionen. — 2. Roter Lehm (Terra rossa-Material. — 
3. Dünnplattige, dichte Kalke des Sarmatischen. — 4. Oolithische Monopleuren- 
Nerineenkaike. 


Handstück findet sich auch ein Eindruck, der sich ganz gut abformen 
ließ und das Vorkommen einer hochwirbeligen Bivalve ergab, die 
ich jedoch nicht näher zu bestimmen vermag. — 

Nun fuhren wir nach SW gegen Anadschik. Auf dem Wege 
dahin kamen wir über mürbe, zum Teil förmlich aufgelöste Mono- 
pleurenkalke. 

Allenthalben herrscht hier Wassermangel und wurden vielfach 
tiefe Brunnen abgeteuft bis auf 25 m Tiefe. 

Bei Akkandelar wandten wir uns wieder gegen NW und fuhren 
über Balabanlar. Auch hier war man im Graben, NW von diesem 
Orte, mit einer Brunnengrabung beschäftigt und hatte 22 m Tiefe 
erreicht. Dabei kam man durch grellroten und gelben Lehm und 
nach Durchschlagung einer festen Bank jenes löcherigen dichten 
Kalkes auf weiße, ganz mürbe, mergelige Kalke mit Monopleuren, 
Nerineen und Cardien, die über festem, splitterigem Kalke mit 


Jahrbuch d. k,k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (F, Toula.) 2 


10 Franz Toula. [10] 


spärlichen Abdrücken und Steinkernen von Fossilien lagern. Der 
weiße mürbe Kalk enthält dunkle Punkte, die wohl nichts anderes 
sind als vereinzelte zersetzte glaukonitische Körnchen. Aus diesem 
weißen mürben Kalke gelang es mir, ein Bruchstück einer kleinen, 
scharf gekielten ZRequienia herauszupräparieren, welche an die von 
d’Orbigny (Terr. eretace, Taf. 576, Fig. 5) abgebildete Form an- 
schließen dürfte, welche er als Varietät der Regwienia Lonsdalii be- 
zeichnete, jener Form, welche Matheron (Catalogue meth., Taf. II, 
Fig. 1—5) als Requienia carinata bezeichnet hat (vgl. Taf. I, Fig. 19). 
Dadurch dürfte die Zugehörigkeit der weißen weichen Kalke zum 
Urgon erwiesen sein. 


In dem weißen mürben Kalke hat auch ein sehr schlankes 
Individuum einen Abdruck hinterlassen, der eine Form ergab, welche 
sroße Ähnlichkeit besitzt mit jener von Cerithium Michaillense Pict. 
et Camp. (St. Croix, Taf. LXXI, Fig. 1). Die Wülste liegen genau 
übereinander, die Spirallinien sind wohlausgeprägt. Die Schale war 
nur noch schlanker als die genannte Form aus dem Urgon; sie er- 
scheint in den Anfangswindungen förmlich zugespitzt. 

Von Haskiöi (weiter im NW) ging es weiter gegen Doi- 
muschlar. 

Bei einer Brunnengrabung auf der Plateauhöhe (!) fanden wir 
einen dichten grauen Süßwasserkalk in Verwendung, der in einzelnen 
Blöcken reich an Limnaeus, Helix und Planorbis war, und den wir, 
gegen Osten in den Graben schreitend, auf dem Wege zur Donau 
bald auffanden und zwar unter Verhältnissen, die sicherlich bemerkens- 
wert sind. 


Der schön plattig brechende, etwas dunkelfarbige Süßwasserkalk 
umschließt in einzelnen Blöcken eine große Anzahl kleiner Planorben, 
die mit der Schale erhalten sind, während größere Schalen viel 
seltener sind. Die Schalen sind schön in der Ebene gewunden und 
lassen bis fünf Umgänge erkennen. Dieselben sind an der Extern- 
seite mit einem deutlichen stumpfen Kiel versehen. Die Oberfläche 
erscheint glatt und glänzend; unter der Lupe erkennt man ungemein 
feine Querlinien. Ober- und Unterseite sind ganz evolut, die Ober- 
seite hinter dem stumpfen Kiel leicht eingeschnürt. Auch Quer- 
einschnürungen sind vorhanden. — Scheint sich an Planorbis compla- 
natus Poir = Pl. (Anisus) umbilicatus Müller (Sandberger |. c. 
Ss. 779, Taf. XXXV, Fig. 8) anzuschließen, welche Form aus dem 
unteren Pleistocän (aus den Moosbacher Sanden) angeführt wird, sowie 
aus den Tuffen von Oannstadt und Weimar. Die erwähnte abge- 
bildete Form ist den genannten Formen jedenfalls recht ähnlich. 


Anstehend habe ich gerade dieses Gestein nicht finden können. 
— Wir folgten dem Tale, das weiter unten bei Srebrena in die 
weite versumpfte Inundationsbucht ausmündet, die von der Donau 
nach Süden ins Land hineinreicht und in ihrem südlichen Teile einen 
kleinen See enthält, der von einem versumpften Saume umgeben wird. 
Ich habe das Auftreten dieses an der Ausmündung des Trockentales 
von Doimuschlar gelegenen kleinen Sees sowie. der limanartigen 
Bildungen auf der rechten Uferseite der Donau an anderem Orte 


[11] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 11 


geschildert (Schriften d. Ver. z. Verbr. naturw. Kenntn. Wien 1893, 
XXXII. Bd., S. 560 ff.), worauf ich wohl verweisen darf. 

Auf dem Wege von Doimuschlar nach Srebrena 
traf ich den Süßwasserkalk anstehend. (Vgl. Fig. 4.) Zu unterst 
lagern, auch oben weithin entblößt, weiße dichte Nerineenkalke 
(1), welche mit kaum 5—10° gegen WNW verflächen. Zu oberst 
dünnbankig, sind die betreffenden Kalkbänke stellenweise löcherig 
ausgewaschen und unterhöhlt, mit gerundeten Formen, oben aber 
ist der Kalk glatt gescheuert, und zwar in hozizontaler Richtung, wie 
abradiert und zwar schräg gegen die Schichtung. Rechts von unserem 
Wege erhebt sich nun ein flach gerundeter Terrainhöcker, der in 
halber Höhe, etwa 15—20 m über der abradierten Fläche der 
Nerineenkalke, eine fast horizontale Bank des Süßwasserkalkes (2.) 
bildet und mit den oben erwähnten Bausteinen vollkommen über- 
einstimmt.. 

Aus dem löcherigen, durch kristallisiertes Material gebundenen 
Monopleurenkalk lassen sich die eingeschlossenen Schalenreste leider 
nicht berauspräparieren, doch glaube ich an einem der von mir ge- 
sammelten Handstücke den Zahnbau zu erkennen. Der Kittabdruck 
läßt die Form der Ausfüllung der vor dem großen Zahn der rechten 


Fig 4. 


Klappe gelegenen Zahngrube der linken Klappe erkennen. Der Zahn 
der rechten Klappe ist abgebrochen, die hintere Zahngrube aber ist 
wieder zu erkennen. 

Ich möchte dabei an Monopleura varians Math. aus dem Urgon 
denken, wofür auch die Form der Windungen der Schale und der 
Steinkernreste sprechen. Sicheres läßt sich bei dem Charakter des 
Gesteines nicht bestimmen. An einem Schalenbruchstücke kann ich 
die beiden Schichten der Schale recht gut erkennen. In einem 
Seitengraben traf ich einen hellgelblich gefärbten dichten Kalk mit 
muscheligem Bruche. Derselbe enthält innig umschlossene kleine 
Gastropoden, vor allem faltenlose Formen. Auch vereinzelte Aus- 
witterungen von Bivalvenschalen zeigen sich. Nerineen, Requienien 
oder Monopleuren lassen sich hier nicht erkennen, doch ist kaum 
daran zu zweifeln, daß man es mit Bildungen dieses Horizonts zu 
tun hat, da an benachbarten Stellen dieselben Kalke auch Nerineen 
aufweisen. 

Im Süßwasserkalke sammelte ich hier vor allem eine an- 
sehnliche Helix spec. (Taf. I, Fig. 1). Große Helixsteinkerne sind 
ungemein häufig. Breite 28—30 mm, Höhe 24—-26 mm. 

Die Schale ist bauchig mit stumpfem oberen Gewinde und 

einem. wohlausgeprägten, nicht sehr breiten, abwärts gerichteten 
9% 


12 Franz Toula. | [1 2] 


Mundsaume. Der Nabel dürfte gedeckt gewesen sein, wenigstens 
reichen an den Steinkernen die Schalenabdrücke der Innenlippe 
über den Nabel hinüber. 

Am ähnlichsten erscheint unter den von Fr. Sandberger 
(Land- und Süßwasserconchylien der Vorwelt, Taf. XXXV, Fig. 37) 
zur Abbildung gebrachten Arten Helix (Pentataenia) Vindobonensis 
Pfeiffer, eine Art, welche auch heute noch im südöstlichen Europa 
und donauabwärts „in den österreichischen und fürstlichen Donau- 
ländern“ lebt. Unsere Steinkerne deuten auf eine etwas größere 
Form. Sandberger führt bei der genannten Art eine Höhe von 
20—21 mm und eine Breite von 23 mm an. 

In demselben Kalke findet sich auch der Steinkern einer an- 
sehnlichen Planorbis, die in schöner Übereinstimmung steht mit der 
in den Süßwasserkalken am Eichkogl bei Mödling unweit Wien auf- 
tretenden Planorbis cornu Brong. (Vgl. Sandberger |]. c. Taf. XX, 
Fig. 26.) Der Durchmesser der Steinkerne beträgt etwa 23 mm, 
übertrifft also etwas jenen der zitierten Form. 

Sowohl die liegenden Nerineen-Monopleurenkalke als auch die 
hangenden Süßwasserkalke — die ersteren fortwährend mit den An- 
zeichen von Abrasion, die letzteren als eine förmliche, weit hin- 
reichende Tafel — halten an bis gegen den erwähnten See und 
auch bei Witren, einem auf einem Plateau mehr als 50 m hoch über 
der Donau gelegenen kleinen Dörfchen, stehen die Süßwasserkalke 
an. Der Nachweis des Vorkommens einer räumlich so ausge- 
dehnten Süßwasserkalkbildung jungen Alters ist gewiß von 
Interesse. 

Die Höhenlage, welche ich auf etwa 50 m schätzte, würde also kaum 
viel unterhalb der Sattelhöhe gegen Constantza (Küstendsche) zurück- 
bleiben, die nach der russischen Karte an der Bahnlinie zwischen 20 
und 50 Saschehn liegt, von Peters aber mit 30'6 Wr. Klafter — 
57'6 m angegeben wurde. 

Von Srebrena fuhr ich ostwärts durch Lößschluchten hinauf auf 
die Terrasse, wo wir abermals den Süßwasserkalk anstehend fanden. 
Der Löß bedeckt ihn weiterhin in sehr bedeutender Mächtigkeit; 
unter demselben tritt weiter abwärts gegen Tatarica der Süß- 
wasserkalk nochmals hervor, offenbar in einer herabgebrochenen großen 
Scholle. 


2. Aus der Umgebung von Tschernawoda in der 
Dobrudscha. 


Von Silistria fuhr ich mit dem Donaudampfer nach Tscher- 
nawoda, von wo aus ich zunächst das merkwürdie Tal des Karasu 
besuchte, hinauf bis Medschidje. 

Vor allem wollte ich die Steinbrüche von Mirdschawoda 
(bei „Karaburlak“ auf der Petersschen Karte) kennen lernen. — 
Das Karasutal ist sicherlich mit den südrussischen Limantälern zu 
vergleichen und stellt, zum mindesten in der jüngst vergangenen Zeit, 
bis weit über Medschidje hinaus ein Inundationsbecken der Donau 


[13] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u, s. w. 13 


dar. (Vgl. bei K. Peters I, S. 40 ff.) Im alluvialen Talboden 
finden sich Viviparen und kleine Dreissensien in Unmasse, (Peters 
hatte gerade in den Sümpfen des Karasu krankheitshalber keine Ge- 
legenheit, auf die Fauna zu achten; er führt (l. ec. I, 8. 482 [128]) das 
Vorkommen von Unio und Anodonta an, die mir in den Talboden- 
furchen nicht aufgefallen sind). 

In der Nähe der Einmündung in die Donau erweitert sich das 
Tal nach einwärts und ist weit hinauf beiderseits oft sehr steilwandig 
begrenzt. Diese Steilhänge bestehen bei Tschernawoda aus mit Löß und 
„Alluviallehm“ bedeckten Nerineen-Monopleurenkalken, die auch tal- 
aufwärts mehrfach aufgeschlossen sind. Bei Tschernawoda sind die 
Kalkbänke leicht gegen Ost geneigt, und zwar an beiden Talseiten, 
wie schon Peters angegeben hat. 

Ich fand bald die Anzeichen des Vorkommens von Requienien 
und Monopleuren. 


1. Zu oberst eine Lage von humosem Lehm. — 2. Ein Schotterhorizont, eine Roll- 

steinablagerung, welche stellenweise die Form von Schotternestern annimmt, — 3. Auf- 

gelöste sandige Nerineenbänke. — 4. Feste, splitterigbrechende, löcherige Kalke. — 

5. Oolithische Tagen. — 6. Schiefrig mergelige Gesteinsschichten mit Kalkbänken 
wechsellagernd, — 7. Schutt des Abbaues. 


Zunächst fuhr ich an den nördlichen Hängen hin, welche an 
den Lehmwänden eine gewisse Andeutung von Schichtung und farbige 
Streifung erkennen lassen, so besonders unterhalb der „Kolonie“, 
Dort, wo das Tal sich scharf gegen Ost wendet, treten zu unterst 
an der Talsohle feste Gesteinsbänke hervor, Ziemlich genau südlich 
von der „Kolonie“ liegen an der südlichen Talsohle die Steinbrüche 
von Mirdschawoda, wo man zur Zeit meines Besuches Gesteine 
für die großen Pfeiler der Donaubrücke brach. Die Lagerungs- 
verhältnisse an dieser Stelle zeigt das obenstehende Profil Fig. 5. 

In einem lichtgelblich gefärbten, etwas oolithisch feinkörnigen 
Kalke fanden sich viele Nerineen. Der beste Steinkern, der mir vor- 
liegt, stimmt überein mit jenem von Nerinea Orozetensis Pict. et Camp. 
(St. Croix, Taf. LXIII, Fig. 5) aus dem Urgon. 

Ein Abdruck eines etwas größeren Exemplars lieferte ein Positiv, 
welches auf das beste mit Nerinea Coquandiana d’Orb, (Terr. Cretaces, 


14 Seh Franz Toula. | [14] 


Taf. 156, Fig. 3) übereinstimmt sowohl in der Knotung an der Naht, 
als auch in der Art der Schaleneinschnürungen, dem Winkel der Schale 
und der Höhe der Umgänge. 

Unter den Nerineenüberresten des fast weißen oolithischen Kalkes 
finden sich der Abdruck und Teile des Steinkernes einer sehr schlanken 
Form, welche mich an Nerinea Vogtiana Mort. (Pictet et Campiche 
St. Croix, II, 240, Taf. LXVII, Fig. 1, 2) erinnert, in deren nahe 
Verwandtschaft sie gehören dürfte. Sie unterscheidet sich nur durch 
die etwas abweichende Skulptur der Schale. Es findet sich wohl eine 
Knotenreihe nahe der Naht, diese ragt aber weiter vor; weitere 


Fig. 6. Steilhänge im Karasutale, linkes Ufer. 
Vor Mirdschawoda. 


Knötchenreihen sind nicht erkennbar, dagegen tritt in der mittleren 
Einschnürung der Umgänge eine zarte, aber deutliche Rinne auf. _ 
2 Die Faltung der Röhre gibt im Querschnitt der Umgänge ganz 
dasselbe Bild wie bei der Nerinea Vogtiana aus dem Urgon. Unter 
den Nerineen von Stramberg ist die Nerinea Defrancei var. posthuma 
(Zittel, Taf. 42, Fig. 6) sicherlich in dieselbe Formengruppe zu 
stellen. Ihre Umgänge sind aber viel weniger tief eingeschnürt und 
fehlt auch die erwähnte zarte Spiralrinne. 

Ganz nahebei traf ich an kulissenartig vorragenden Steilwänden 
mit Schutthängen im Talgrunde ein Gesteinsvorkommen, welches ich 


[15] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 15 


besprechen muß, denn wenn es auch Peters offenbar nicht ent- 
gangen ist, so konnte ich doch eine sichere neue Erkenntnis er- 
en (Vgl. Fig. 6 nach einer photographischen Aufnahme und 
PieiüT, 

Zu oberst und vom Plateaurand abwärts liegt ein lößähnlicher 
Lehm (Fig. 7, 1.) in größerer Mächtigkeit als vorhin, darunter, wie im 
vorigen Profil, eine Rollsteinlage, das heißt ein sandiger Lehm mit 
Gerölleinlagerungen (2.), darunter folgen nun mächtige Massen eines 
mürben feinkörnigen Sandsteines (3., 4.), der vielfach in Sand aufgelöst 
erscheint, aus welchem einzelne festere Lagen vorragen. Der Sandstein 
besteht aus feinen Quarzkörnchen, spärlichen Glimmerschüppchen und 
nicht sehr häufigen glaukenitischen Körnchen. Hie und da findet sich 
ein größeres Quarzkorn. 


Das mürbe Material ist von bräunlicher Färbung und enthält 
eine Unmasse von zum Teil winzigen Körnern eines dunklen Quarzes, 


Fig. 7. 


so daß das Gestein beim ersten Anblicke an Grünsand erinnert, 
Wirklichen Glaukonit konnte ich darin an dieser Stelle nicht finden '!). 


Im Sande kommen ziemlich viele kleine Fossilreste vor, allein 
ungemein häufig, förmlich nesterweise eine kleine Ostrea mit ge- 
wundenem Wirbel, so daß man an die kleinen Exogyren. denken 
muß, wie sie sich sowohl im oberen Malm als auch in der Kreide 
so häufig finden. 


1) Peters bespricht (l. c. II., 8. 48 [192]) das Vorkommen der oberen Kreide 
bei Umurdscha auf der Südseite des oberen Karasutales. Dieser Ort liegt nach 
der russischen Karte unweit, und zwar oberhalb Murvatları — Peters hebt je- 
doch ganz bestimmt hervor, daß von glaukonitischen Körnern auch hier keine Spur 
zu finden sei und daß diese überhaupt in dem ganzen Gebiete fehlen. 


V. Anastasiu (Contribution a l’etude geologique de la Dobrogea. These. 
Paris 1898) hat nach mir, die kleine „Ostrea“, gleichfalls bei Tschernawoda auf- 
gefunden und als Ostrea tuberculifera (Koch u. Dunker) Cog. (S. 101) be- 
zeichnet. Als eine weitere Lokalität wird Hinogü südlich von Tschernawoda an 
der Donau angegeben, von wo (8. 108) Ostrea cf. arduennensis d’Orb., praelonga 
Sharpe und aquila d’Orb. genannt werden. Die betreffenden Ablagerungen werden 
als Aquivalente des Aptien oder des Albien bezeichnet. 


16 Franz Toula. [16] 


Daneben ließ sich das Vorkommen von Otodus-Zähnen und von 
Serpula-Röhrchen beobachten. 

Peters führt eine „Exogyra sp., ähnlich der E. sinuata Sow., 
aber kleiner“, aus dem Crinoidenkalkstein von Jenissala am Rasimsee 
an, den er in den mittleren Jura einreiht, während die Exogyra 
sinuata Sow. (nach Coquand = Exogyra aquia d’Orb.) eine Form 
des unteren Grünsandes ist. 


Die kleinen ungefalteten Exogyren von Mirdschawoda im 
Karasutale (bei Tschernawoda). 


In dem erwähnten Sande habe ich zahlreiche Exemplare von 
Exogyren gesammelt, die nesterweise, so dicht beisammen auftreten, 
daß nicht selten eine Schale in der anderen steckt. Die Bestimmung 
dieser überaus verschiedenförmigen Individuen macht einige Schwierig- 
keit, sie haben trotz ihrer Formenverschiedenheit so viele Merkmale 
gleichartig entwickelt, daß es mir nicht möglich wird, sie mit einer 
der verschiedenen Arten, wie sie seit Sowerby aufgestellt worden 
sind, in voller Übereinstimmung zu finden. Dazu kommt, daß die 
meisten Exemplare, die ich sammeln konnte, junge Individuen sind. 

Weiters sind sie fast durchweg dünnschalig und leicht zer- 
brechlich, so daß die meisten am Stirnrande etwas beschädigt sind. 
Ich glaube, sie etwas näher in Betracht ziehen zu sollen. 

Es liegen mir zumeist nur Unterklappen für sich und Deckel- 
klappen für sich vor, und nur bei zwei kleinen Individuen sind beide 
Klappen im Verbande geblieben. 

Was die Deckelklappen anbelangt, so sind diese (ich habe 
sie Taf. II, 1, «—i zur Abbildung gebracht) zum Teil recht gut 
erhalten. 

Das größte der Stücke (a) ist in seiner Form überaus 
ähnlich der von Sowerby (Min. Conch. Taf. 25, Fig. 4) abgebildeten 
Deckelklappe von Exogyra haliotordea Sow. Die Lage, Form und 
Größe des eingerollten Wirbels stimmt vollkommen, auch die an der 
Konvexseite verlaufende scharfe Kante ist vorhanden und ebenso die 
steil abfallende Hinterseite, welche jedoch bei unserer Form außer 
den Anwachslinien sehr scharf gedrängt stehende Transversallinien 
aufweist, wie ich sie in gleicher Weise bei keiner anderen der mir aus 
der Literatur bekannt gewordenen Formen wiedergefunden habe, mit 
Ausnahme der Erxogyra aurieularis Goldf. (Petr. germ., Taf. 88, Fig. 2.) 

Die von d’Orbigny (Terr. ceret., Taf. 478, Fig. 5) abgebildete 
stark verlängerte Form zeigt nur Andeutungen davon; die Kopie bei 
Coquand (Ostr. cret., Taf. 52, Fig. 16) läßt nichts davon er- 
kennen. Die von Coquand (l. c. 8.28) mit Ostrea auricularis Geinitz 
(es soll wohl Reuss heißen, der den Wahlenbergschen Namen zu- 
erst wieder aufgenommen hat) vereinigte Exogyra pyrenaica Leymerie 
(Mem. Soc. geol. de Fr. IV, Taf. X, Fig. 4) zeigt einen ähnlichen 
Abfall; die Querstreifen treten aber nur in der Wirbelregion auf. 

Die von Reuss (Verst. d. böhm. Kr. II, S. 44, Taf. 27, Fig. 11) 
abgebildete Deckelklappe aus dem unteren Plänerkalk der Schillinge 
bei Bilin (es lagen ihm nur Deckelklappen vor) ist der Form des 


[17] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 47 


Umrisses nach recht ähnlich, zeigt jedoch die weiteren Verhältnisse 
am Vorderrande der Innenseite nicht. 

Die trefilich abgebildete Unterklappe von Exogyra pyrenaica 
Leym. zeigt einen ganz gerade verlaufenden Vorderrand ohne einen 
vorgezogenen Lappen. — Ooquand zeichnet eine ähnliche Streifung 
am Abfall des Hinterrandes bei der Deckelklappe seiner Ostrea 
(Exogyra) cornu-arietis (l. ec. VIII, Fig. 9). Die Oberfläche unseres 
hübschen Stückes ist mit dicht stehenden Querrunzeln bedeckt, über 
welche gegen den Hinterrand einige mit der Kante parallele feine 
Streifen hinwegziehen. Nach vorn ist die Schale nur bei der 
Sowerbyschen Form etwas vorgezogen. 

Die Innenseite zeigt unter dem Wirbel einen zahnartigen Höcker 
mit zarter Körnelung; der vorgezogene Vorderrand ist mit etwas quer 
vorgezogenen Höckerchen dicht bedeckt, die sich um den Muskel- 
eindruck herumziehen. Im übrigen ist die Innenfläche sanft, gleich- 
mäßig vertieft und glatt. 

Vergleiche ich damit die übrigen mir vorliegenden Deckel- 
klappen, so finde ich bei einer zweiten kleineren (b), trotz einer 
querüber verlaufenden Wachstumsunregelmäßigkeit alle Hauptzüge 
wieder. Nur ist die Schale flacher und der hintere Rand zeigt die 
Transversal-(Quer-)Linien nicht, dagegen scharfe, mit dem Konvex- 
rande parallel verlaufende Anwachslinien. Auch ist die Oberfläche 
fast glatt. 

Die Innenseite läßt noch das zahnähnliche Höckerchen mit der 
zierlichen runzeligen ÖOrnamentierung erkennen, im übrigen nähert 
sich diese Form aber der von Reuss abgebildeten EZxogyra auricu- 
laris Goldf. (Wahlenberg), nur die starke Vorziehung des Vorder- 
randes unterscheidet. 

Eine dritte Form (c) ist im Umrisse fast elliptisch, ohne 
Vorziehung des Vorderrandes. Die Oberfläche ist stark vertieft, der 
Hinterrand zeigt scharf ausgeprägte Anwachslinien, die weit in die 
Schalenfläche hineinreichen. Die Innenseite läßt am Wirbelrande 
nach rückwärts eine scharfe Körnelung als leichte Andeutung der 
erwähnten Querlinien erkennen, ganz ähnlich wie bei Exogyra auri- 
cularis Reuss (l. c.). Der Verlauf des Wirbels ist auf der Innenseite 
wohl angedeutet, das gerunzelte Zahnhöckerchen ist mit dem eben- 
falls gerunzelten und dadurch von der Exogyra auricularis Keuss 
unterschiedenen Vorderrande verschmolzen, während es bei der 
Form a durch eine scharf ausgeprägte Furche davon geschieden ist. 

Eine vierte, etwas kleinere Form (d) ist oben gegen den 
Vorderrand stark vertieft, zeigt am rückwärtigen Rande nur wenige 
scharfe Anwachslinien mit einer Andeutung einer trennenden Kante 
‚zwischen dieser und der mittleren Region der Schale. Der sanfte 
Abfall zeigt sehr zarte, aber deutliche Querstreifung. Der Wirbelrand 
ist zart gekörnelt, das Zahnhöckerchen fehlt. Der Vorderrand ist 
unter dem fast bis zur Schalenmitte reichenden Wirbel etwas weniges 
-vorgezogen, mit nur ganz leicht angedeuteter Runzelung. 

Eine fünfte Form (e) ist stark verlängert; der Wirbel schön 
gerollt, endet weit oben. Unter dem Wirbel ist der Vorderrand der 
Schale deutlich vorgezogen, nach unten (gegen den Stirnrand) aber 

Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (F. Toula.) 3 


18 Franz Toula. [18] 


stark verschmälert. Der Hinterrand zeigt den Abfall mit scharfen 
Anwachslinien und nur in der Wirbelgegend deutliche, aber sehr 
zarte Querlinien, die wieder die Körnelung des Wirbelrandes be- 
dingen. Die Oberfläche ist verwischt quergestreift, mit unregel- 
mäßigen Aufwölbungen und einer Vertiefung in der Schalenmitte. 
Wenn irgendeine Form ohrförmig genannt werden kann, so ist es 
bei dieser der Fall. Gegen den vorgezogenen Vorderrand zeigen sich 
dem Hinterrande parallele, zarte, fast punktförmige Vertiefungen. 
Dadurch ist der Vorderrand scharf abgegrenzt, was wieder an die 
Sowerbysche Form (l. e. Taf. 25, Fig. 4) erinnert. 

Die sechste, in Fig f dargestellte Form schließt sich der 
vorhergehenden innig an und ist durch einen Verbruch der Schale 
gerade der vorgezogene vordere Teil beschädigt, so daß man ihn 
nur als vorhanden gewesen vermuten kann; seine Abgrenzung gegen 
die Schalenmitte zu ist jedoch nicht angedeutet. Das kleine Schälchen g 
gleicht im Umriß und in dem scharf abgetrennten Abfalle an der 
konvexen Hinterseite ganz der ersten Form (a). Die Querstreifung 
ist in der Wirbelgegend sehr deutlich. 

Von besonders guter Erhaltung ist die siebente Form, das 
Schälehen h, mit hohem Steilabfall an der Konvexseite, die, an der 
Oberkante etwas abgeblättert, gegen den unteren Rand hin die Quer- 
streifung sehr gut erkennen läßt. Der Vorderrand ist wohl nicht auf- 
fällig vorgezogen, doch ist die betreffende Schalenpartie — sie trägt 
den Schließmuskel — wohl abgegrenzt. Auch das zahnartige Höckerchen 
ist zu erkennen. Die Stellung des Schließmuskeleindruckes erinnert 
an jene der Fxogyra sigmoidea Reuss (l. ce. Taf. 27, Fig. 4). — Einige 
Eigentümlichkeiten zeigt aber das Schälchen :. Der Wirbel liegt 
weiter oben, der Abfall am Hinterrande ist deutlich und die Quer- 
streifung auf demselben läßt sich erkennen. Der Vorderrand ist vor- 
gezogen, die Oberfläche der Schale aber stark aufgewölbt und mit 
konzentrischen Runzeln bedeckt. 

Wenn all diese Details angegeben wurden, so geschah dies 
aus dem Grunde, um zu zeigen, welche Variabilitäten sich erkennen 
lassen und wie schwierig es ist, diese Formen mit den bisher be- 
schriebenen in Übereinstimmung zu bringen. Man könnte sie viel- 
leicht alle zu Exogyra haliotoidea Sow. stellen. Geinitz hat ja 
(l. ec. Taf. 41, Fig. 1—13) aus dem Unterpläner von Plauen eine 
ähuliche Verschiedenartigkeit zur Darstellung gebracht. Die von ihm 
unter Fig. 11 gezeichnete Form läßt sich nun aber, abgesehen von 
der Verschiedenheit und der Größe, von Exogyra aurieularis Reuss 
(l. e. Fig. 11) kaum unterscheiden. 

Gerade diese beiden Formen kommen bei den geschilderten 
Deckelklappen vor allen anderen in Betracht und stehe ich vor der- 
selben Schwierigkeit, wie so viele andere Autoren vorher, sie aus- 
einander zu halten. 

Daß der Unterschied : ohrförmig und nierenförmig, nicht stich- 
haltig ist, geht aus der Schilderung und Abbildung meiner Stücke hervor; 
man vergleiche nur die Figuren a, c und e miteinander. Aber auch unter 
den Geinitzschen sind beide Umrißformen vorhanden. Ebensowenig 
scheint mir die Größe der Wirbelwindung, die bei Exogyra auricularis 


[19] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. 8. w. 19 


Goldf. (1. e. U, S. 39) hervorgehoben wird, nicht entscheidend zu sein, 
denn ich habe unter meinen, bestimmt aus einem und demselben 
Muschelneste stammenden Deckelklappen solche mit engem und 
solche mit breitem Wirbel, der auch ganz ähnlich so scheibenförmig 
wird, wie es Goldfuß so schön darstellt (l. c. Taf. 88, Fig. 2). 

Coquand (Monogr., S. 144) vereinigt die Reusssche Exogyra 
auricularis mit Exogyra haliotoidea d’Orb. — gerade die ’Orbigny- 
schen Abbildungen sind jedoch in diesem Falle nicht ausreichend, 
um sie mit Sowerbys Formen zu vereinigen, während sie mit der 
Goldfußschen Type wohl übereinstimmt; die Coquandsche Ostrea 
auricularis Geinitz aber (l. c. S. 28) wird als solche bei Coquand 
nicht abgebildet. Er verweist auf seine Tafel VIII, wo sie offenbar 
als Ostrea cornu-arietis Coqu. bezeichnet wird, im Texte aber nur 
unter den Synonymen auftritt, einmal S. 26 als Ostrea Tourneti 
Cogu. (von Oonstantine), dann S. 30 als Ostrea decussata Coqu. 
(Charent und Constantine), S. 134 als Ostrea Africana Cogu. 
(Constantine), von den Formen dieses Namens anderer Autoren 
(Coquand, S. 140 u. 180) ganz abgesehen. 


In dem reichen Vergleichsmaterial des k. k. naturhistor. Hof- 
museums sind es vor allem die mittelgroßen Deckelklappen, die von 
Exogyra haliotoidea Sow. aus dem Hilskonglomerat von Essen vorliegen, 
welche sich am besten zum Vergleiche herbeiziehen lassen, wenn auch 
kein einziges Stück darunter ist, welches mit der Sowerbyschen 
Type so schön übereinstimmt, wie es bei unserer Form «a der Fall 
ist. Fast alle lassen die Beschaffenheit des Hinterrandes mit der 
charakteristischen Streifung erkennen und auf der Innenseite das 
kleine wohlausgeprägte Zähnchen. Recht ähnliche Deckelklappen von 
jungen Exemplaren liegen in der genannten Sammlung auch aus dem 
oberen Grünsande von Essen vor. 


Wenn ich nun aber die von mir selbst an einer Stelle ge- 
sammelten zahlreichen Unterklappen einer Betrachtung unter- 
ziehe (Taf. II, Fig. 2 a—s), so komme ich sofort zu dem Ergebnis, 
daß weitaus die größte Anzahl der besser erhaltenen Stücke, etwa 26, 
weder mit den Goldfußschen Originalen von Exogyra haliotoidea 
Sow. noch mit jenen von Exogyra auricularis Goldf. in Zusammen- 
hang zu bringen sind; es sind durchweg stark gewölbte Schalen, die 
sich ihrer Form nach eher mit Exogyra conica Sow. (Min. conch., 
Taf. 605, Fig. 1—3) oder mit der jüngeren Exogyra plieifera« Coquand 
in den von d’Orbigny zu Exogyra Matheroniana (Terr. eret., Taf. 485, 
Fig. 5 u. 6) gestellten glatten Formen vergleichen ließen. 

Das am besten erhaltene Exemplar (a) zeigt eine eigenartig 
verlängerte, hoch gewölbte dünne Schale, welche nur nahe der Wirbel- 
spitze angewachsen war. 

In der Schalenmitte ist sie an der Hinterseite weit vorgezogen 
und zeigt einen Stirnrand, der von den beiden Seitenrändern, durch 
Einbuchtungen des Schalenrandes geschieden, weit vorragt, so dab 
man an die Form der Schale erinnert wird, wie sie Coquand (l. c. 
Taf. 36, Fig. 6, 9 und 11) bei Exogyra plicifera aus dem Santonien 
zeichnet, wenigstens was den hinteren Rand anbelangt. 

3+ 


20 | Franz Toula. [20] 


Die von d’Orbigny als Ostrea Matheroniana bezeichnete 
Cenomanform (l. c. Taf. 485, Fig. 5. u. 6), welche von Coquand 
(l. e. S. 80) mit seiner Ostrea (Exoggra) plicifera vereinigt wurde, 
zeigt eine recht ähnliche Schalenhöhe. und Schalenoberflächen- 
beschaffenheit und läßt auch eine ähnliche flache Einsenkung hinter 
dem gerundeten Kiele erkennen, doch ist die Ausrandung nicht auf- 
fällig. Auch an Pxogyra arduennensis d’Orb. (l.c. Taf. 472, Fig. 1—4, 
Coquand |. ce. Taf. LX, Fig. 5—12) könnte man denken. Unsere 
Schale ist jedoch auffallend hoch gewölbt. Diese Erscheinung ist so 
auffällig, daß man diese Form, wenn sie allein vorläge, füglich als 
eine neue bezeichnen müßte. 


Auf der Innenseite fällt eine ganz schwache Vorziehung unter- 
halb und vor dem Wirbel auf. Auf der zarten Vorragung für das Auf- 
lager der Deckelklappen sind auf der Hinterseite zierliche Grübchen 
in einer Reihe hintereinander sichtbar. Unter dem Wirbel ragt ein 
kleines Leistchen auf. 


Ein zweites, am Rande etwas verbrochenes Exemplar (b) der- 
selben Form ist in der Wirbelgegend etwas gegen den Hinterrand zu 
aufgebläht. 

Bei einem dritten Individuum (c), welches noch weiter auf- 
gebläht erscheint, ist die Oberfläche in der Wirbelgegend mit wulstigen 
Erhöhungen in der Richtung der Anwachslinien bedeckt und nur 
gegen den Stirnrand sind diese in gewöhnlicher Ausbildung vorhanden. 
An der Vorderseite ist hinter dem Wirbel eine dreieckige Vorragung 
ausgebildet, die rückwärts durch den Rand eines Schalenausschnittes 
begrenzt ist, welcher in einer tiefen Furche gegen den Wirbel sich 
erstreckt. Auf der Innenseite erkennt man die scharfe Umgrenzung 
sehr wohl. Unter dem Wirbel verläuft eine scharfe Leiste, darunter 
von der Vorragung abziehend eine stumpfe Kante, zwischen beiden 
eine lange Grube; eine dritte Leiste geht vom Hinterrande des Aus- 
schnittes aus, eine seichte dreiseitige Grube begrenzend. 


Bei einem weiteren Stücke (d), einer weniger hohen Schale 
mit gegen rückwärts gerücktem stumpfen Kiele, offenbar eine Folge 
der Unterlage der Schale, besteht gleichfalls eine Furche. Betrachtet 
man jedoch die Innenseite, so sieht man hinter dem Wirbel und 
unter der Furche eine Schalenpartie dachartig vorragen, wodurch 
eine etwa an das Avicula-Ohr erinnernde Bildung entsteht, welche sich 
im Vergleich mit den übrigen Formen recht eigenartig ausnimmt. 


Noch extremer als diese Form ist ein weiteres Exemplar 
ausgebildet (e), mit breiter Anwachsfläche am Wirbel, gegen den ein 
scharfer Kiel hinabführt; der dachartige Schalenvorsprung vorne läuft 
fast parallel mit dem Schloßrande. Der gerade Stirnrand gibt dem 
Innenraume eine fast vierseitige Umrandung. 


Ein anderes Stück (f) war an der Wirbelseite auf einer 
größeren FErstreckung aufgewachsen. Die übrige Oberfläche ist un- 
regelmäßig gewölbt, hinter dem Wirbel ragt am Vorderrande ein 
Plättchen vor. Die lange Grube unter dem Wirbel auf der Innen- 
seite ist tief und setzt sich gegen den Hinterrand fort, wo sich die 
feinen Grübchen einstellen. 


[21] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 21 


- Eine Anzahl von Exemplaren von im allgemeinen kürzerer 
und am Stirnraud verbreiterter Form zeigt in allmählicher Zunahme, 
von leichten Andeutungen bis zur ausgesprochenen Erscheinung, eine 
hinter der gegen die vordere Ecke des Stirnrandes verlaufenden 
gerundeten Schalenhöhe auftretende Furche, so daß die Form der 
kleinen Schalen in ihrer extremsten Ausbildung auf das lebhafteste 
an die Ostrea (Exrogyra) proboscidews Arch. erinnert, wie sie von 
Coquand (I. c. Taf. 16, Fig. 6) abgebildet wurde nach einer der 
von d’Orbigny (Il. ec. Taf. 487, Fig. a) als Ostrea vesicularis Lam. 
bezeichneten kleinen Formen, wobei aber an der Zugehörigkeit 
unserer Formen zu Exogyra nicht gezweifelt werden kann, wegen des 
deutlich erkennbaren eingerollten Wirbels. 

Eine Anzahl solcher Schalen sind unter 9 - k von der Außen- 
und zum Teil von der Innenseite gezeichnet. Eines der Schälchen 
besitzt noch — es ist eines der winzigen Stücke — Reste der 
Deckelklappe (k). Alle diese Formen fasse ich als eine polymorphe 
Entwicklung einer und derselben Art auf, die ich als Exogyra poly- 
morpha bezeichnen möchte, um auf ihre Variabilität hinzudeuten. 

Außer diesen durchweg dünnschaligen kleinen und durchweg 
höher gewölbten Individuen liegen nur noch einige Stückchen vor, 
welche flachere Schalenform aufweisen und zum Teil etwas stärkere, 
das heißt dickere Schalen besitzen. 

Das eine derselben hat ganz den Umriß der kleinen Exogyra 
sigmoidea Reuss, wie wir sie zum Beispiel von Plauen bei Dresden 
kennen. Die Abbildung, wie sie von Reuss (Verst. d. böhm. Kreidef, 
II., S. 44, Taf. 27, Fig. 1—4) von viel größeren Individuen gegeben 
worden ist, stimmt aufs beste, bis auf gewisse Einzelheiten, welche 
an die Beschaffenheit der Innenseite der hochgewölbten Individuen 
von der Mirdschawoda mehr erinnern als an die Reuss-Geinitz- 
sche Art. Die zarte Streifung oder Körnelung des Vorsprunges des 
Vorderrandes wird bei der letzten nicht gezeichnet und auch die 
feinen Grübchen und Höckerchen am inneren Hinterrande sind ganz 
so wie bei den gewölbten Stücken vom Karasutale ausgebildet, da- 
gegen zeigen diese die Steifung der Schloßfurche unterhalb des Wirbels 
nicht, während sie bei den beiden abgebildeten Stücken (l und m) 
ebenso deutlich erhalten sind, wie bei dem großen Exemplare, trotz 
der Kleinheit der Schälchen, welches Reuss (l. ce. Fig. 3) abgebildet 
hat. Bei dem dünnschaligen Stücke (!) legt sich die Schale förmlich 
um den Wirbel herum in der Form einer zierlichen Faltung, ganz 
ähnlich so wie bei meinem größten Stücke (a). 

Eine fast kreisrunde, sehr kleine, aber überaus wohlerhaltene 
Schale (n) sei als eine extreme Ausbildung gleichfalls angeführt. 
Die Schale war mit dem Wirbel angeheftet und zeigt am Rande 
ringsum die feinen Grübehen und Höckerchen, welche am Stirnrande 
in eine zarte Streifung übergehen. Am vorderen Rande ist auch die 
ohrartig vorgezogene Randplatte mit solchen unregelmäßig verteilten 
Grübchen bedeckt. 

Dieses Schälchen, für sich betrachtet, steht isoliert da; es fehlt 
aber nicht an einem Zwischengliede zu der ohrähnlichen Form (m), 
durch ein ebenso kleines, aber viel schmäler gebautes Schälchen 


29 Franz Toula. [22] 


mit geradem Vorderrande, bei welchem die Grübchen bis auf ganz 
schwache Andeutungen am Hinterrande verwischt sind. 

Endlich möchte ieh auch eine auf der Außen-(Unter-)Seite in- 
folge der Anwachsung auffallend deformierte Schale zur Abbildung 
bringen, welche in bezug auf die Aufblähungsverhältnisse an die 
kleinen Formen g—%k erinnert, auf der Innenseite aber besonders 
durch den ohrförmigen Lappen, der auf dem Wirbelrande aufliegt, 
speziell an die Formen b und g anschließt. 

Dieser Lappen ist durch zwei scharfe, in eine Spitze zusammen- 
laufende Kanten begrenzt, muldig vertieft und zeigt gegen den äußeren 
Rand Anwachslinien, gegen den inneren Rand aber unregelmäßige, 
etwas gebogene Streifen. Diese Form (p) würde sich wieder recht gut 
mit der Exogyra („Chama“) conica Sow. (l. ec. Taf. 26, Fig. 3 aus 
dem Grünsande) in Verbindung bringen und mit diesem Namen auch 
bezeichnen lassen, wenngleich die auf der Innenseite unter dem Wirbel 
auftretende längliche, wohl umgrenzte Grube bei der angeführten 
Sowerbyschen Abbildung nicht angedeutet ist. Grübchen auf dem 
Auflager der Deckelklappe sind bei unserem Stücke am Hinterrande 
nur in der Nähe des Wirbels zu erkennen. In der Wirbelgegend 
treten an der Außenseite zwei Höckerchen hervor, welche an jene 
bei Exogyra plicifera Coqu. (l. ec. Taf. 36, Fig. 5, 11 u. 14) erinnern 
könnten, eine Form, welche zwischen Exogyra conica Sow. und Exogyra 
Matheroniana d’Orb. (1. ec. Taf. 485, Fig. 4 u. 7) zu stehen kommen 
dürfte. 

Im Anschlusse an die Besprechung der so überaus variablen 
kleinen Exogyren von Mirdschawoda möchte. ich auch die winzigen 
Formen in Betracht ziehen, welche ich in den zweifellos gleich- 
alterigen Schichten an den Uferfelsen der Donau zwischen Kokerleny 
und Tschernawoda gesammelt habe. 

Die hier gesammelten Individuen sind durchweg viel dick- 
schaliger, auch bei gleicher Größe, verglichen mit den Stücken aus 
dem Karasutale. 

Eines der lose vorliegenden Stücke, sehr ähnlich der mit 5 
bezeichneten Varietät, ist mit der Deckelklappe erhalten, welche 
sich an die unter 1. d—f bezeichneten Formen anschließt und ganz 
die charakteristische Skulptur dieser Klappen aufweist. Der unter 
dem Wirbel vorgezogene Vorderrand ist sehr wohl zu erkennen. 

Ein zweites wohlerhaltenes Stück schließt sich innig an die 
unter « abgebildete Form an, nur ist hier der eingerollte Wirbel 
deutlich erkennbar. 

Ein drittes Stück kann mit der unter g bezeichneten Unter- 
klappe zusammengestellt werden, nur ist hier das kleine Grübchen 
oberhalb des vorgezogenen Lappens deutlicher ausgeprägt und die 
Furche unter dem Wirbel tiefer und schärfer markiert. Wir haben 
sonach auch an dieser Stelle eine weitgehende Variabilität derselben 
Art vor uns, ganz so wie im nahen Karasutale. 

Da das mit den beiden Klappen erhaltene Exemplar einen etwas 
stärkeren Wirbel aufweist und den Verband der beiden Klappen er- 
kennen läßt, soll es unter r zur Abbildung gebracht werden, ebenso 
wie unter s ein stark verlängertes Schälchen, welches an die Varietät «a 


[23] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 23 


anschließt, aber die Reihe von Formen verlängert, mit einer gewissen 
Annäherung an Exogyra arduennensis d’Orb. (Terr. eret., Taf. 472, Fig. 2 
und Pictet et Roux., Gres verts., Taf. 47, Fig. 6). 

Aus dieser Gegend des Donaugeländes, gegenüber der lang- 
gestreckten Donauinsel, stammt auch ein gelblich gefärbter, fest ge- 
bundener Sandstein mit vereinzelten größeren Quarzkörnern, der im 
übrigen aber ganz aus demselben Material besteht wie die losen 
Sande von Mirdschawoda. 

Derselbe enthält eine Anzahl von Schalen einer etwas größeren 
Exogyra, welche der Form nach gleichfalls recht ähnlich ist der 
Exogyra conica Sow., wie sie von Sowerby (Min. Conch., Taf. 605, 
Fig. 3) abgebildet worden ist oder von Goldfuß (Petr. germ. II., Taf. 87, 
Fig. 1), nur daß die Einrollung des Wirbels durch die Anwachsung 
etwas deformiert erscheint. Der an der Stirnseite scharfe Kiel ver- 
läuft weiterhin so ziemlich in der Schalenmitte und verbreitert sich 
gegen den Wirbel, wo die Schale ziemlich gleichmäßig gerundet er- 
scheint. Die Oberfläche ist mit etwas gerunzelten Anwachslinien 
dicht bedeckt. 

Die Zeichnungen bei Sowerby stimmen mit jener bei 
d’Orbigny (Terr. cret., Taf. 478, Fig. 5—8) nicht überein. 
d’Orbigny hat eine Form mit ausgesprochen quer gerunzelter Schale 
mit diesem Namen belegt, welche sich annähert an die Exogyra 
plicata, wie sie Goldfuß zur Abbildung gebracht hat, eine kleinere 
Form, welche Coquand offenbar als Varietät neben der typischen 
Sowerbyschen Form zur Abbildung gebracht hat, denn diese immer- 
hin scharf ausgeprägte Oberflächenbeschaffenheit läßt sich bei der 
größeren Form in der Wirbelgegend nicht erkennen. 

Die Exogyra decussata Coquand (1. e. S. 30, Taf. 7, Fig. 1—16) 
gehört sicherlich in dieselbe Formengruppe mit Exogyra conica, wie 
schon aus der reichen Synonymik hervorgeht. Die Goldfußsche 
Form (l. ce. Taf. 86, Fig. 11) ist nur durch eine eigentümliche Skulptur 
der Oberfläche ausgezeichnet, welche sich bei den Coquandschen 
Abbildungen (Taf. 53, Fig. 5—7 und 14) wiederfindet. Dasselbe gilt 
von der Exogyra cornu-arietis Goldf. (l. ec. Taf. 87, Fig. 2). Über 
diese Form habe ich mich schon an anderer Stelle geäußert. Bei 
einer der von Coquand unter diesem Namen angeführten Formen 
(Taf. 8, Fig. 12) erscheint der Kiel weit gegen den Hinterrand ge- 
rückt, was bei einem zweiten Exemplar meines Handstückes auffallend 
ähnlich so ist, wobei der Kiel nur viel schärfer erscheint, eine Er- 
scheinung, welche mit der Goldfußschen Abbildung durchaus nicht 
stimmt. In diese Formengruppe gehört wohl auch Exogyra arduen- 
nensis d’Orb. (Coquand, |. c. Taf. 60, Fig. 10) aus dem Albien, 
mit am Stirnrande ähnlich so verbreiterter Schale wie Exogyra conica; 
wenigstens liegt mir ein Stück von Warmünster (Grünsand) vor, 
welches damit in schönster Übereinstimmung stünde. 

Aber auch die von Coquand auf Taf. 50, Fig. 9 abgebildete 
Unterklappe von Exogyra haliotoidea und im Anschlusse daran die von 
demselben Autor als Ostrea (Exogyra) plicifera (1. ec. Taf. 36, Fig. 6 
u. 9) bezeichnete Form hat einen ähnlich gebauten Wirbel.. Doch 
davon vielleicht an einer anderen Stelle. 


94 Franz Toula. [24] 


In diese Formengruppe, und zwar in die nächste Nähe von 
Exogyra conica Sow. möchte ich das obenerwähnte, von mir ge- 
fundene Exemplar stellen, das sich äußerlich nur durch den Umstand 
unterscheidet, daß es direkt mit dem Wirbel angewachsen war. 

Aus den Sanden mit den kleinen Exogyren stammen auch zwei 
Haifischzähne: Otodus sp. 

Das eine, besser erhaltene Stück zeigt auf der einen Seite den 
Nebenzahn, der auffallend weit nach rückwärts gerückt erscheint, 
etwa so wie es Geinitz (Elbetalgebirge, II,, S. 209, Taf. 38, Fig. 55) 
bei Otodus semiplicatus zeichnet, mit welcher Form unser Stück in 
bezug auf die ungewöhnlich kräftige, in der Mitte stark angeschwollene 
Wurzel Übereinstimmung zeigt, welche in ihrem Umriß an jene der 
viel jingeren Lamna-Arten erinnert, etwa an Lamna Hopei Ag. (Poiss. 
foss., III., Taf. 37 a, Fig. 27), indem die beiden Wurzeläste scharf 
nach abwärts gezogen sind. 


Fig. 8. 


Die Zahnkrone ist an der Basis stark verdickt und zeigt keinerlei 
Anzeichen irgendeiner Faltung in der Schmelzschichte. Diese ist viel- 
mehr glatt und glänzend. Die Außenseite ist flach, die Innenseite 
stark gewölbt, wie dies Geinitz (l. ec. S. 208) bei den Zähnen von 
Otodus appendiculatus angibt, von denen unser Stück durch die so 
auffallende Verdickung an der Basis und durch die weiter unten 
-aufsitzenden Nebenzähne sich unterscheidet. 

Das zweite Stück ist etwas schlanker und läßt unter der Lupe 
an der Basis der Innenseite eine zarte Längsstreifung erkennen. 
Die Form der Zahnkrone mit den scharfen Seitenrändern würde am 
besten mit Otodus sulcatus Geinitz stimmen (Elbetalgebirge, I., S. 294, 
Taf. 65, Fig. 4), doch. ist auch bei dieser Art die Schmelzschichte 
an der Basis an beiden Seiten deutlich gerieft. Die Spitzen sind 
bei unseren beiden Stücken abgebrochen. 

Außerdem sammelte ich in den Exogyrensanden nur noch im 
Querschnitte fast kreisrunde Serpula - Röhrchen mit Dimensionen, 


[25] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 25 


welche etwa jenen von Serpula gordialis Schloth. (8. plexus Sow.) 
gleichkommen (Geinitz |. c. 1.,.S. 282, Taf, 63, Fig. 3). 

Von Mirdschawoda talaufwärts halten die besprochenen 
Bildungen weiterhin an. Bei der Haltestelle Saturno — sie ist 
nicht auf der russischen Karte verzeichnet — vor Medschidje 
zeigte der Steilhang (Fig. 8) an der Basis dieselben an „Grünsand“ 
erinnernden Bänke. Hier bilden sarmatische Kalke den Plateaurand. 
Es sind hellfarbige Kalkbänke (1.), aus Abdrücken und Steinkernen 
von Bivalven und Gastropoden bestehend. 

Viele Abdrücke von kleinen Cardien (Cardium obsoletum) und 
eine kleine Modiola spec. sowie Buccinum cf. baccatum Bast. in mittel- 
großen Abdrücken; auch das Vorkommen von Trochus ist nachzuweisen, 
und zwar eine an Trochus pietus Eichw. anschließende Form mit 
Spirallinien. 

Darunter liegen Sandsteine ohne Fossilien, welche wohl gleich- 
falls sarmatischen Alters sein dürften. Tief unten folgt dann eine 
aufgelöste Schichte (2. a) und darunter der Kreidesandstein (2. b). 
Dieser liegt horizontal und besteht aus gelblichen festen Bänken (3) 
mit großen Gastropoden und Bivalven. 

Es sind lichtgelbbräunliche dichte Kalke (3.), welche splitterig 
brechen. Reich an Abdrücken und Steinkernen von Bivalven und 
Gastropoden. Unter den letzteren finden sich kleine hochgewundene 
Schalen wie Cerithien und stark bauchig aufgeblähte Schälchen, 
deren letzter Umgang geradezu kugelig aufgebläht erscheint. 

Ein Abdruck läßt auch den zweiten sehr kleinen Umgang 
erkennen. Dürfte als Natica anzusprechen sein. Durchmesser des 
letzten Umganges etwa 3°5 mm, Höhe etwa 4 mm. 

Die Bivalvenabdrücke lassen vorwaltend radial gestreifte Formen 
erkennen. Ein Abdruck zeigt abwechselnd. stärkere und schwächere 
Rippen, über welche die Anwachslinien hinüberziehen; der rückwärtige 
Teil der Schale zeigt eine Art Kiel und einen abgestutzten Hinter- 
rand. Die Radialstreifen und Anwachslinien ziehen auch über den 
Hinterteil der Schale. Wirbel etwas nach vorn gerückt. 

Es wird wohl eine neue Form sein, doch reicht das Material 
zur sicheren Feststellung nicht aus. Liegt in mehreren Abdrücken vor. 

Ein zweites Handstück von derselben Fundstelle besteht aus 
einem oolithischen gelben Kalke, auf dem sich der Abdruck einer 
großen, bauchig aufgeblähten Schale erkennen läßt, bei der man an 
Natica bulimoides d’Orb. (1. e. Taf. 172, Fig. 3) erinnert wird. Eine 
genauere Bestimmung ist mir unmöglich. 

Eine Strecke weiter gegen Medschidje hin zeigt der süd- 
liche Steilhang wieder etwas andere Verhältnisse (Fig. 9), indem er 
hier auch auf der mittleren Höhe des Hanges Entblößungen erkennen 
läßt, wo mergelige mürbe weiße Kreidekalke mit Ostrea vesicularis 
anstehen (2), wie sie Peters (l. c. II, S. 48 [192]) bei Umurdscha 
angetroffen hat. Peters hat in der Umgebung von Medschidje auch 
das Mitvorkommen von Sandsteinen ganz richtig beobachtet, aber 
keine Fossilienführung nachzuweisen vermocht. Das Profil, welches 
ich an der erwähnten Stelle beobachten konnte, bringt Fig. 9 zur 
Ansicht. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (F. Toula.) 4 


96 Franz Toula. [26] 


Die oberste Bank (1.) besteht aus typischen sarmatischen Kalken 
von gelblicher Färbung mit vielen Fossilresten. Am häufigsten findet 
sich Cardium obsoletum Eichw., selten Cardium plicatum Eichw. Beide 
meist in kleinen Exemplaren (Abdrücke und Steinkerne). Von einem 
kleinen Trochus mit gerundeten Umgängen liegt nur ein Abdruck vor 
mit zarten Spirallinien. Dürfte zu Trochus pietus Eichw. gehören 
(M. Hoernes, Gastr, Taf. 45, Fig. 12). 

Von einem großen Trochus liegt nur ein Abdruck vor. Er ist 
leider etwas übersintert, läßt aber deutliche Knotenreihen auf den 
Spirallinien erkennen. 

Echte Vesiculariskreide folgt darunter; es sind feinkörnig 
sandige, reich glaukonitische Gesteine (2.) mit der Ostrea vesicularis 
Lam. Eine stark aufgeblähte Unterklappe liegt mir vor, ganz ähnlich 


Fig. 9. 
1. Sarmatische Stufe. — 2. Vesiculariskreide. — 3. Sandstein (Exogyrensandstein- 
horizont). — 4. Oolithische und feste, splitterig brechende Kalke mit Zwischen- 


schichten. Die oolithischen' Bänke liegen zu unterst. Die Bänke dieser Kalke 
entsprechen dem Nerineenhorizont. 


derjenigen Form, welche Coquand (Genre Ostrea, Taf. XIII, Fig. 2) 
aus dem Campanien abgebildet hat. Die Ränder sind etwas ver- 
brochen. 

Auch ein großes, ziemlich vollständig erhaltenes Exemplar einer 
Ostrea vesicularis habe ich gesammelt, mit abgerolltem Wirbel, 10 cm 
lang, 7 cm breit, 5'’3 cm hoch. 

Bei der Eisenbahnstation von Medschidje stehen die 
Sandsteine (3. des vorigen Profils) in mächtigen wohlgeschichteten 
Bänken an. Dieselben sind an der Oberfläche ganz mürbe und ver- 
flächen leicht geneigt gegen NNO. 

Der Talboden ist hier weit, flach und versumpft. Die Hänge 
sind zum Teil steil, mit künstlichen Aushöhlungen hoch über dem 
Talboden, Bildungen, wie man sie ähnlich so zum Beispiel in der 
Krim und in der Gegend von Rustschuk und Schumla antrifft. 

In den festeren Sandsteinen dieses Steilhanges fand ich außer 
einem Bruchstücke von einem Haifischzahne nur Spuren von Fossil- 
resten. . 


[27] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 27 


Ein Profil, das ich hier gezeichnet habe, ist in Fig. 10 dar- 
gestellt. 

Zu oberst liegen fast horizontal, nur leicht nordwärts geneigt, 
gröber körnige Sandsteine mit bis erbsengroßen Quarzkörnern (1.). 
Darunter folgen abwechselnd mürbe und festere Sandsteinbänke (2.), 
bei welchen die festeren Bänke stellenweise wie Gesimse vorragen. 
Mergelige, dünngeschichtete Bänke lagern darunter (3.). In den 
mächtigeren Bänken zu unterst (4.) konnte ich außer den undeutlichen 
röhrigen Gebilden nichts irgendwie Bestimmbares auffinden. 


Fig. 10. 


Mein zweiter Ausflug von Tschernawoda galt der 
Umgebung von Kokerlenj südlich von Tschernawoda. 


Daß die Ufer daselbst interessant zu sein scheinen, hat Peters 
bemerkt (l. e. S. 43 [187]. Er führt an, daß die „kalksteinigen, 
zum Teil tonigen Jurabänke von einer mehr oder weniger mächtigen 
Schichte von miocänem Kalkstein überlagert werden“ und daß Ab- 
rutschungen der Lößmassen und der miocänen Süßwassertone — im 
Profil Il. e. S. 183 werden nur Kalksteine der sarmatischen Stufe 
eingezeichnet — die anstehenden Felsen „stark überschüttet“ haben. 
Ich fand, daß die sarmatischen Schichten in der Form einer weißen 
Erde schon vor dem hier etwa 7 m hohen Trajanswalle, und zwar 
an beiden Seiten der Fahrstraße auftreten. 

Bei Kokerlenj selbst beobachtete ich das in Fig. 11 dargestellte 
Profil. 

Unter diesen Schichten treten erst die nerineenführenden Ge- 
steine auf (8). Von hier liegt mir auch ein weißer, ausgesprochener 
Requienienkalk vor. (Findling.) 

Ich fand nur Steinkernbruchstücke von einer ansehnlich großen 
Nerinea mit einer breiten und tiefen Falte an der Außen- und zwei 
kleineren, aber wohlausgeprägten Falten an der Spindelseite. Die 
Außenfalte zeigt eine rinnenförmige Vertiefung in der Mitte. 

Ich will diese Form als Nerinea Dobrudschensis n. f. bezeichnen 
(lar.-l, Eig. 18 u. 18 0). 

Auch in einem grauweißen, oolithischen und feinkörnigen Kalke 
fand ich diese Nerineen, welche sich anschließen lassen an die schon 
erwähnten, von Pictet und Campiche (St. Croix II, S. 223—231) 
aufgestellten und Taf. LXV und Taf. LXVI, Fig. 1—4 zur Abbildung 
gebrachten Formen Nerinea Favrina, valdensis und Blancheti, welche 
zweifelsohne in nächsten Beziehungen stehen zu der von Ferdinand 
Römer (Versteinerungen des norddeutschen Oolithgebirges. 1836, 
S. 143, Taf. XI, Fig. 27) als Nerinea Gosae bezeichneten Art aus dem 

4* 


98 Franz Toula. [28) 


„Portlandkalk“ von Langenberg bei Goslar, wenngleich der Windungs- 
querschnitt das Vorhandensein der Spindelfalten nicht erkennen läßt. 

Am nächsten scheint der Form aus der Dobrudscha die Nerinea 
Favrina zu stehen, doch unterscheidet sich der Querschnitt meiner 
Stücke durch einfachere Faltung an der Spindel. Bei Nerinea Favrina 
tritt nämlich eine deutliche sekundäre Einfaltung der mittleren inneren 
Vorwölbung auf, von welcher an meinem Stücke nichts zu bemerken 
ist. (Vgl. Taf. I, Fig. 18 5.) 


1. Schöne Oolithe mit sarmatischen Fossilien. Auch ein weißer Kalk tritt auf, der 
nur aus den Abdrücken und Steinkernen von kleinen Bivalven besteht. Kleine 
Cardien aus der Formengruppe des Cardium obsoletum, kleine Ervilien, Tapes usw. — 
2. Eine sandigschieferige Bank. — 3. Weiße kreidige Bildungen. — 4. Eine tonige 
Schichte. — 5. Eine feste Kalkbank, unten mit Cardien. — 6. Weiße Mergel. — 
7. Gelbliche, gegen SW verflächende Mergel. — 8. Nerineen-Requieniengestein. 


Von derselben Stelle liegt mir ein Stück vor, auf dem sich eine 
wohlerhaltene Deckelklappe von Regquienia befindet (Taf. I, Fig. 10). 
Dieselbe stammt von einer kleinen Form her, welche nach erhalten 
gebliebenen Teilen der Schale spiral gerollt gewesen sein dürfte, 
mit gleichmäßig gerundetem Schalenquerschnitte, ähnlich dem kleinen 
Exemplar von Requienia ammonia Goldf., wie es Matheron (!. e. 
C—2, Fig. 3e) aus dem Urgon abbildete. Sie ist von der Innenseite 
sichtbar und läßt erkennen, daß der Wirbel sehr klein war. Die Ober- 


[29] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 29 


fläche ist mit ungemein zarten, radial verlaufenden Linien bedeckt. 
Auch ein ziemlich großer hochgewölbter Steinkern eines Cardium 
liegt vor, welches an Cardium Gillieroni Pict. et Camp. (St. Croix, 
Taf. XIX, Fig. 2) aus dem Valang erinnert. 

In einem hellfarbigen, etwas oolithischen Gesteine liegt der Ab- 
druck einer großen Pleurotomaria spec. vor, welche der Pleurotomaria 
Blancheti Pict. et Camp. (St. Croix, Taf. LXXVIIL, Fig. 1) aus dem 
Valang zum mindesten sehr nahe stehen dürfte. Sie besitzt grobe 
Spirallinien, und zwar nur fünf an der Zahl, von welchen die mittlere 
die stärkste ist. (Bei der zitierten Art sind deren sieben gezeichnet.) 
Die Röhre ist in den oberen Umgängen gleichmäßig gewölbt, während 
der letzte Umgang durch die stärkere Mittelspirallinie etwas kantig 
erscheint. 

Eines der interessantesten Fundstücke von dieser Stelle ist ein 
Sphärulit, den ich als Sphaerulites Dobrudschensis n. f. bezeichnen will. 
eRaf Il, Fig. 1.) 

Es gelang mir, aus einem größeren Blocke dieses ziemlich 
vollständige Exemplar herauszupräparieren. Ich stehe bei der Be- 
stimmung einigen Schwierigkeiten gegenüber, weil der Erhaltungs- 
zustand ein etwas eigenartiger ist. Beide Klappen sind erhalten. 
Die Unterklappe ist der Form nach sehr unregelmäßig und war 
aufgewachsen. Nur in der Nähe der Anwachsstelle erkennt man etwas 
deutlicher den für Sphaerulites charakteristischen zelligblätterigen Bau, 
der obere Teil der Schale dagegen ist durch Verkalkung förmlich in 
dichten Kalk umgewandelt. Die Oberfläche ist unregelmäßig quer 
gerunzelt. 

Die Deckelklappe ist sehr flach, am Stirnrande ziemlich dick, 
gegen den Schloßrand zu aber viel schwächer gebaut. Die flache 
Oberfläche ist konzentrisch gerunzelt und besitzt zwei leichte An- 
deutungen von Furchen, ähnlich etwa jenen, wie sie von Matheron 
(Rech. pal&eont. Midi de France, Taf. C—11, Fig. 3 d) bei seiner 
Monopleura Coguandi sehr scharf ausgeprägt gezeichnet worden sind. 
Am Stirnrande läßt sich am Auflager eine zarte Körnelung erkennen. 

Die Form des Tieres ist als Steinkern recht wohlerhalten. 
Der gegen den Wirbel der Deckelklappe hinziehende Steinkernteil 
ist leicht nach rückwärts gekrümmt und liegt flach geneigt, jener 
der Unterklappe ist gegen unten und vorn gezogen und zieht sich in 
der Nähe des Stirnrandes als ein wenig dicker Lappen am Rande hin, 
unter welchem man ganz ähnlich so, wie es Bayle bei seinen treff- 
lichen Abbildungen von Sphaerulites Hoeninghausi de Moul. zeichnet 
(Bull. soc. geol. de France, XIV, 1857, Taf. XIV, Fig. 2), den (nach 
Zittel) vorderen Muskel (a) erkennt. (Bayle bezeichnete ihn, bei 
offenbar anderer Aufstellung, als Adducteur posterieur [e].) Zwischen 
diesem und dem Steinkerne des Tieres zieht sich ein eigenartiger 
Strang aus parallel laufenden, wie es scheint, zylindrischen Teilen 
vom vorderen Steinkernlappen gegen das untere Ende der Unterklappe 
hinab. Dieser Strang ist vollkommen in kristallisiertes Material um- 
gewandelt. Unter der Steinkernspitze der kleinen Klappe glaube ich 
die ebenfalls kristallinisch umgewandelten Teile der Schloßfalte zu 
erkennen, mit der Grube am inneren Ende (y bei Zittel, vo bei 


30 Franz Toula. [30] 


Bayle). Rechts und links davon liegen die beiden Zahngruben 
(d und d‘ bei Zittel, Paläontologie II, S. 89). Von den Zähnen 
selbst sind nur eigenartige lockere Körperchen erhalten, welche bei 
der Präparation zum größten Teile zerfallen sind. Auch sie waren 
kristallinisch überkrustet. 

An das eine Individuum war vorn ein zweites kleines ange- 
wachsen. Im hinteren Teile befindet sich zwischen dem Steinkerne 
und der Schale ein leerer Raum. Unter allen Individuen des zahl- 
reichen Vergleichsmaterials des Naturhistorischen Hofmuseums, das 
ich dank der Liberalität der Abteilungsvorstände benützen konnte, 
sind jene von Sphaerulites Hoeninghausi de Moul. sicherlich die am 
nächsten stehenden. Meiner immer geübten Gepflogenheit getreu, 
bringe ich das Stück aus der Dobrudscha zur Abbildung, damit der 
eine oder andere Spezialforscher Kenntnis von dem Vorkommen er- 
hält. Vielleicht daß sich dadurch eine genauere Deutung ergibt, als 
ich zu geben vermag. — 

An einer weiteren Stelle, unmittelbar an der Donau, 
treten die sarmatischen Bildungen in größerer Mächtigkeit hervor, 
und zwar etwas weniges gegen die Donau verflächend. 

Nahe der kleinen langgestreckten Insel dachen diese Bildungen 
unmittelbar gegen die Donau ab, wo sie einen kleinen Vorsprung 
bilden. Hier sammelte ich einige sehr wohlcharakterisierte sarmatische 
Gesteine. 

In einem weißen Kalke fand ich ausnahmsweise ein Schalen- 
exemplar eines großen dickschaligen Individuums von Tapes gregaria 
Partsch, und zwar eine linke Klappe, die sich gut herauspräparieren ließ. 

Es stimmt auf das beste mit der typischen sarmatischen Form 
überein, nur die Zweiteilung der beiden vorderen Schloßzähne ist 
nicht einmal angedeutet, was übrigens auch bei größeren Exemplaren 
im Wiener Becken ähnlich so beobachtet werden kann. (Vgl. Mor. 
Hoernes, Wiener Becken IH, Taf. 11, Fig. 2d.) Auf demselben 
Handstücke fand sich auch Trochus podolicus Eichw. in der typischen 
Form als Abdruck. Aber auch ein kleines wohlausgeprägtes Individuum 
eines Trochus mit leicht und zierlich geknoteten, scharf kielartig vor- 
tretenden untersten Reifen fand sich als Abdruck vor. 

Ein anderes Stück mit konvexen Umgängen und einer zarten 
Spiralstreifung erinnert an Trochus pietus Eichw., nur tritt der unterste 
Reifen schärfer hervor. Auch Cardium obsoletum fand ich. Hellgelbe 
bis weiße Oolithe enthalten zahlreiche Steinkerne einer großen Mactra 
podolica, nebst zahlreichen kleinen Exemplaren von Tapes gregaria in 
Abdrücken und Steinkernen. 

Weniger häufig sind in dieser Bank Abformungen von Gastro- 
poden, sie fehlen jedoch nicht, so von Buccinum baccatum Bast. Hie 
und da finden sich Steinkerne und Abdrücke von Cardium obsoletum. 

Die Rückfahrt machte ich in einem Boote, unmittelbar 
dem Donauufer entlang, in einem von Tschernawoda nach 
Kokerlenj beorderten Kahne, welchen ich der Brückenbauunternehmung 
zu verdanken hatte. Gegenüber dem nördlichen Ende der schmalen 
Donauinsel stürzt das Plateau steil gegen die Donau ab. Hier traf ich 
dieselben Exogyrengesteine wie unweit Mirdschawoda. 


[31] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s, w. 31 


Unter dem Löß findet man geschichtet sandig lehmige Bildungen, 
welche offenbar nichts anderes sind als aufgelöste Exogyrensandsteine 
mit vielen kleinen Zxogyra-Schalen. Der unterste Teil des vertikalen 
Steilhanges unmittelbar über dem Wasserspiegel der Donau (vgl. das 
nebenstehende Profil Fig. 12) ist von festen Sandsteinbänken gebildet. 

Diese Verhältnisse lassen sich der erwähnten Insel gegenüber 
auf eine weite Strecke bis gegen Tschernawoda hin verfolgen. 
Peters hat auf seiner Karte die betreffenden Aufschlüsse als oberen 
Jura bezeichnet. Da er nur anführt (l. c. II, S. 43), daß die Ufer 
südlich von Tschernawoda „namentlich in der Umgebung des Dorfes 
Kokerlenj“ interessant zu sein „scheinen“, so dürfte er gerade hier 
keine eingehenderen Untersuchungen vorgenommen haben, obgleich er 
einen Absturz von Kokerlenj zeichnet (l. c. II, S. 44) und Kalkstein 
und tonige Gesteine angibt. Er führt aus ersterem eine Nerinea an, 


Fig. 12. 


1. Löß. — 2. Aufgelöster Exogyrensandstein mit vielen kleinen Exogyren. Hat 
zum Teil ganz das Aussehen von Grünsandstein, Wie bei Mirdschawoda ist es ein 
sehr feinkörniger Quarzsandstein mit eingestreuten dunkelfarbigen Quarzkörnern. 
Hier fanden sich Exogyren, welche sich der Form nach vollkommen an jene von 
Mirdschawoda anschließen lassen (Typus Taf. II, Fig. 2a). — 3. Überrollter 
Hang. — 4. Feste Sandsteinbänke mit mürben wechselnd. Diese)ben sind wohl 
durch eine Wechselwirkung der Hochwasser und der Sandgebläse in den obersten 
Lagen löcherig, wie zerfressen, 


aus letzterem eine kleine Astarte, die er als Astarte submultistriata 
d’Orb. (= Astarte minima Goldf.) bestimmte. Die Nerinea bezeichnete 
er als Nerinea nodosa Voltz. 

Gegenüber der kleinen langgestreckten Insel, die 
nahe dem Ufer liegt, stehen die Exogyrensandsteine gleichfalls an 
und zeigen etwas auffallenden Wechsel von festeren und mürben 
Bänken, welch letztere hoch hinauf ausgewaschen sind, während die 
festeren Bänke vorragen, was einen eigenartigen Anblick gewährt. 
(Vgl. Fig. 13.) 

Darunter, immer noch der Insel gegenüber, ist das Ufer ganz 
flach, indem die mürben Sandsteine abgetragen wurden, doch treten 
höhere Ufer mit den Vorragungen der festeren Bänke bald wieder, 
und zwar auf eine längere Strecke auf. An einer Stelle bemerkte ich 
eine Schotterlage darüber, mit ziemlich kleinkörnigem Material, auch 


99 Franz Toula. [32] 


gelbliche, wie rostig aussehende Sandsteine treten im Hangenden der 
erwähnten Liegendsandsteine auf und finden sich in diesem oberen 
Horizont größere Austern und Serpula-Röhrchen. 

An einer anderen Stelle unterhalb der Insel, wo die Höhe 
des Steilabsturzes auf etwa 40 bis 50 m zunimmt, fand ich das in 
Fig. 14 abgebildete Profil. 

An einer wohlentblößten Stelle des Steilhanges, dort, wo er am 
höchsten ansteigt, konnte ich die in Fig. 15 wiedergegebene Schicht- 
folge beobachten. 


Die festen gelblichen Kalksandsteine (Fig. 15) enthalten ver- 
einzelte Quarzrollsteinchen und erscheinen ähnlich jenen an der Basis 
des vorigen Profils. (Fig, 14, 5.) 


Fig. 14. 


1. Löß. — 2. Aufgelöste mürbe, etwas schiefrige Gesteine. — 3. Feste Kalksand- 
steine. — 4. Helle geschichtete Mergel, mürbe und zerfallend (wie 2.). — 5. Kalk- 
sandsteine in festen Bänken (wie 3.) unmittelbar über dem und am Donauspiegel. 


Dieselben liegen hier hoch über dem Niveau der Donau und 
enthalten neben Bruchstücken größerer echter Ostreen auch die kleinen 
Exogyren in Menge. Außerdem finden sich auch spätige Stücke 
(Stacheln und Schalentrüämmer von Echiniden). Auch eine feinfaserige 
Brachiopodenschale, vielleicht von einer fast glatten Rhynchonella 
herrührend, und viele Serpula-Röhren liegen vor. Ebenso auch kleine 
Korallen und kleine Nerineen. Diese Kalksandsteine sind ziemlich 
mächtig. An einer Stelle findet sich in diesem Niveau eine förmliche 
Muschelbreceie mit Exogyren. 


[33] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s, w. 33 


Es ist ein ziemlich festgebundenes breccienartiges, aber nicht 
sehr grobkörniges Gestein, wie gesagt, mit vereinzelten, aber nicht 
seltenen Quarzeinschlüssen. Enthält eine Unmasse von zerbrochenen 
Schalen. 

Deutlich erkennbar sind ziemlich grobröhrige Serpulen mit ge- 
runzelten Röhrenoberflächen und kielartigen scharfen Vorragungen, 
ähnlich so wie sie bei Serpula Trachinus Goldf. (Petr. germ., Taf. LXX, 
Fig. 8) auftreten, oder bei Serpula lophioda Goldf. (1. e. Taf. LXX, 
Fig. 2). 

Bei den von mir gesammelten Stücken (Taf. I, Fig. 20) sind 
diese Kiele durch das Zusammenstoßen der Anwachslinien gebildet 
und etwas unregelmäßig in ihrem Verlaufe. Sie sind nicht, wie dies 
gewöhnlich der Fall ist, auf Austernschalen angewachsen, sondern 


Doonocoo 
6 2000000 


1. Löß — Lehm. — 2. Feste gelbe Sandsteine. — 3. Eine tonig mergelige Schicht, 

bröckelig zerfallend. — 4. Graue oder graugelbliche bis bräunliche mürbe Sandsteine 

(Exogyrengestein). — 5. Tonigsandige Gesteine. — 6. Konglomerate mit größeren 
Quarzrollsteinen. 


die Röhrchen liegen frei in der Breccie eingebettet vor. Hie und da 
findet sich auch hier ein Bruchstückchen von feinfaserig gebauten 
Brachiopodenschalen. Eine nähere Bestimmung derselben ist nicht 
möglich. 

Die spätigen Stückchen sind wohl Cidaritenstachelstücke. Von 
Exogyren fand ich meist nur Bruchstücke. 

Wieder an einer anderen Stelle, unmittelbar am 
Ufer der Donau, werden diese Sandsteine sehr fest, wenigstens 
in einzelnen Bänken., 

Die Kalksandsteine zeigen also ein etwas verschiedenes petro- 
graphisches Verhalten in den verschiedenen Bänken, und hin und 
wieder nehmen sie auch ein teilweise oolithisches Aussehen al. 
Ein derartiges löcheriges, etwas oolithisches Gestein könnte man 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (F. Toula.) 5 


34 Franz Toula. [34] 


geradezu einen Exogyrenkalk nennen. Auch darin die vereinzelten 
Quarzsteinchen. 

Er enthält außer den Exogyren auch Abdrücke verschiedener 
unbestimmbarer anderer Bivalven und walzlich ästige Bryozoen- 
stämmehen bis zu 15 mm Durchmesser in einer Form, welche auf 
Ceriopora schließen läßt. Aber auch große, napfartig vertiefte, 
spongienartige Körper kommen vor. Eines der Stücke hat 12 cm im 
Durchmesser. In demselben lebten Lithophagen eingesenkt. 

In einer solchen in einem Cerioporenstocke eingesenkten Litho- 
phagenhöhle läßt sich eine deutliche und kräftige schräge Riefung 
erkennen, so daß man die betreffende Form wohl mit Lithodomus 
pistilliformis Reuss (Böhm. Kreidef., II, S. 20, Taf. 36, Fig. 7 u. 8) 
vergleichen könnte, eine Form, welche auch Geinitz (l. ec. ], 
S. 219, Fig. 21) gezeichnet hat aus dem unteren Pläner von Plauen. 

Es dürfte sich bei dem betreffenden Cerioporenstocke — der 
Erhaltungszustand läßt leider viel zu wünschen übrig — um eine 
an Ohenendopora undulata Mich. anschließende Form handeln, wie sie 
von Geinitz (l. c. L, Taf. VII, Fig. 5) abgebildet wurde. 

Darüber liegt auf der einen Seite eine Masse, welche in bezug 
auf die Öffnungen der Oberfläche an Elasmostoma consubrinum d’Orb. 
erinnert. (Geinitzl. c. I, Taf. Nee 9) 

Außerdem sammelte ich einen rundlichen Bryozoenstock mit 
vielen Anbohrlöchern. Zahlreiche dünne Blätter liegen übereinander, 
deren Oberflächen ganz das rundbucklige Aussehen aufweisen, wie es 
Quenstedt (Petrefaktenkunde Deutschlands, VI., S. 302, Taf. 154, 
Fig. 13) bei Ceriopora mamillosa Röm. (Nordd. Kreidegeb., Taf. V, 
Fig. 25) gezeichnet hat, oder Michelin (Iconogr. zoophyt., Taf. 57, 
Fig. 5) bei Ceriopora globosa aus dem „Juraoolith von Calvados“. 

Von großen Austern liegen mir von hier nur Bruchstücke vor. 
Sie lassen an die flachen Formen von ÖOstrea hippopodum Nilss. 
(Geinitz ]. c. I, Taf. XXXIX, Fig. 12) kaum denken. Von den 
von Coquand (Genre Östrea, Taf. XX) abgebildeten Stücken ist das 
Fig. 5 dargestellte von recht ähnlicher Form (Etage Santonien). 
Vielleicht hat man es dabei mit Ostrea vesicularis Brongn. zu tun 
(nach d’Orbigny, Terr. cret., III., Taf. 482, Fig. 2). Bessere Stücke 
zeigen ziemlich hohe Wölbung, dabei aber auch eine beträchtliche 
Stärke der Schale. 

In einem anderen Stücke, einem gelben braunfleckigen, sandig 
feinkörnigen und etwas oolithischem Kalke, finden sich zahlreiche 
Spuren von Fossilien. 

Deutlicher sind: Ein Abdruck einer glatten, an der vorderen 
Seite gerippten Schale, die man als Protocardium cf. hillanum Sow. sp. 
ansprechen darf. Die Skulptur ist sehr bestimmt ausgeprägt und 
auch die Form stimmt. 

Ein schräg dreiseitiger Abdruck zeigt in der Abformung eine 
Gestaltung, so daß man beim ersten Anblicke an gewisse Congerien 
lebhaft erinnert wird; es ist wohl der Rest einer kleinen Perna. 
Eine sichere Bestimmung ist unmöglich, da nur der Abdruck eines 
Teiles der äußeren Oberfläche vorliegt und es sich nicht feststellen 
läßt, ob Bandgruben vorhanden waren. Der Wirbel ist scharf vor- 


[35] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 35 


gezogen und spitz, ähnlich so wie bei Perna lanceolata Gein. (Reuss, 
Böhm. Kreide II, Taf. XXXII, Fig. 15) oder bei Perna acuminata 
Zittel (Gosaugebilde, Taf. XIII, Fig. 3). Der Vorderrand verläuft 
gerade. Die Anwachslinien sind kaum angedeutet und ziehen am 
Vorderrande gegen den Wirbel hin. 

Perna lanceolata liegt im „untersten Quader von Tyssa“. Alle die 
übrigen zahlreichen Abdrücke sind noch unvollkommener, doch läßt 
sich das Vorkommen einer kleinen schlanken Nerinea feststellen. Auch 
ein kleines gewölbtes Cardium (der eine Zahn ist angedeutet) und ein 
Abdruck eines kleinen Schälchens mit scharfen konzentrischen Rippen 
ist erhalten, welch letzteres an Astarte ef. similis Mstr. denken läßt. 

Auf den Abwitterungsflächen erkennt man eine Menge kleiner, 
leider nicht näher bestimmbarer Schälchen. Darunter aber auch 
winzige Exogyren. Auch das Köpfchen eines Cidaris-Stachels liegt 
vor und ein vereinzeltes elliptisches Plättchen, bei dem man an 
Antedon-Gliederchen denken könnte (Geinitz, I, Taf. XXIII, Hieriiie). 


2 


Fig. 16. 


Der Cidaritenstachel zeigt nur ein kurzes Stückchen von der 
zylindrischen Säule über dem Gelenkskopfe, welches Längsrippen er- 
kennen läßt. 

Etwas unterhalb der großen Donaubrücke der 
Eisenbahn bei Tschernawoda finden sich zu oberst Massen mit 
den netzartig aneinander grenzenden grubigen Vertiefungen auf den 
Oberflächen (Sandgebläse?). Es sind (vgl. Fig. 16) mürbe Kalksand- 
steine oder sandige Kalke mit Nerineen (1.), wie sie bei Kokerlenj 
zu unterst auftreten; dann folgt darunter eine feste Kalkbank (2.) 
mit großen schraubenzieherförmigen Nerineen (Nerinea Dodrudschensis 
n. f.), dann mürbe (3., 5., 6.) sandige Schichten mit festeren Bänken 
(4. u. 5.) dazwischen. 

Hier sammelte ich in einem hellfarbigen, grauweißen, sandigen 
Kalke viele Bivalven. Vorwaltend sind flache Schalen, welche an 
Tellinen erinnern könnten. Auch ein Natica-Steinkern liegt vor. Nicht 
näher zu bestimmen. Dürfte sich am besten an Natica Brouguieri 
Ph. Math. (l. ec. Taf. B—16, Fig. 1, Etage neoc. d’Allauch) an- 
schließen lassen, wenngleich sie von einem viel kleineren Exemplar 

Hr 


36 Franz Toula. [36] 


stammt. Die Art der Einrollung ist eine ganz ähnliche. Der Abdruck 
der Wirbelregion einer stärker gewölbten Trigonia mit einer kräftig 
ausgeprägten Skulptur nach Art der Trigonia scabra Lam. (d’Orbigny 
l. e. Taf. 296) fand sich in dem Nerineenkalke. 

Auch ein Abdruck eines größeren Bruchstückes aus der Stirn- 
randregion liegt mir vor, welches auf dieselbe Formengruppe aus der 
chloritischen Kreide hinweist. 

Der Abdruck einer zierlichen kleinen, konzentrisch gefalteten 
Trigonia erinnert einerseits an die Trigonia longa Agassiz (d’Orbigny, 
Terr. eret., Taf. 285, Fig. 3) aus dem Neokom der Provence, ander- 
seits aber auch an die Trigonia Sanctae Orueis Pict. et Camp. aus dem 
Valang von St. Croix (l. e. III, Taf. COXXVII, Fig. 1 u. 2). Der Form 
nach schließt sie sich mehr an die erstere an; sie ist beträchtlich 
in der Breite entwickelt, die Faltung aber gleicht mehr der zweit- 
genannten Form, welche jedoch viel höher ist. (Dieser Rest ist als 
Trigonia sp. auf Taf. III, Fig. 3 abgebildet.) 

Es fand sich auch ein hellgelblich gefärbter, fester, sehr fein- 
körniger Oolith mit zahlreichen, aber durchwegs abgerollten kleinen, 
walzlich stenglichen und scheibenförmigen Körperchen auf den Ver- 
witterungsoberflächen. Leider läßt sich nichts sicher Bestimmbares fest- 
stellen. Bei den Scheibchen könnte man an gewisse winzige Echiniden, 
wie sie schon oben erwähnt wurden, denken; noch näher aber läge 
es, vielleicht anzunehmen, man habe es mit kleinen abgescheuerten 
Bryozoenstöckchen zu tun. Gewisse Andeutungen von radial ange- 
ordneten Furchen, die gegen eine zentrale Vertiefung hinführen, 
erinnern an Heteroporella collis d’Orb. sp., wie diese von Geinitz 
(l. ec. I, Taf. 35, Fig. 6«) dargestellt wurde. 

Daß Bryozoen in diesen Oolithen auftreten, dafür spricht auch 
ein sehr zierliches kleines, fächer- oder halbmondförmiges Stückchen 
mit einer stielförmigen Vorragung an der schön gekrümmten Konkav- 
seite, welche Form mich an Berenicea, zum Beispiel an Berenicea 
diluviana Lam. erinnert. An der freien Oberfläche dieses Fächers 
sieht man deutliche, sehr zarte konzentrische Runzelungen und am 
Rande lassen sich kreisförmige Zellmündungen mehr ahnen als be- 
stimmt sehen. 

Die Form stimmt mit jener der Berenicea Olementina d’Orb. 
(Terr. eret. V, S. 865, Taf. 636, Fig. 1) aus dem Apt recht gut 
überein. 

Geinitz bildete eine ähnlich geformte Kolonie als Berenicea 
(Diastopora) Hagenowi Reuss (Elbetalgebirge I, S. 109, Taf. XXVI, 
Fig. 12) ab. Unser Stück ist durch die Regelmäßigkeit der Form, 
das zierliche Stielchen an der Konvexseite und die verhältnismäßig 
beträchtliche Dicke auffallend. (Abgebildet auf Taf. III, Fig. 2.) 

Typische Monopleurenkalke sammelte ich oberhalb der Brücke 
bei Tschernawoda nur als Findlinge. Sie enthalten Monopleura_ tri- 
lobata d’Orb. mit langgestreckter konischer Unterklappe, ganz so wie 
sie Matheron (Rech. paleont., Taf. O—12, Fig. 5) abgebildet hat. 
Aber auch Steinkernformen mit deutlich gewundenem Wirbel liegen 
vor, welche an Monopleura varians Math. (1. ec. Fig. 3) denken lassen. 
Gewisse der Hohlformen erreichen recht ansehnliche Größen und 


[37] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 37 


zeigen schöne Spiralkrümmung, während die Steinkerne nur wenig 
sekrümmt sind. 

Von Tschernawoda abwärts bis Hirschowa konnte 
ich das obenerwähnte Boot der Bauunternehmung benützen. 

Gleich bei Tschernawoda zeiet der nördliche Uferfels 
unter der hier sehr mächtigen Lößlage die Exogyrenschichten haupt- 
sächlich in mürben sandigen Bänken mit einer Zwischenlagerung 
einer Reihe von fester gebundenen Lagen (vgl. Fig. 17). 

Aus dem Horizont der „festeren Bänke“ liegt mir auch ein 
gelblicher Kalk mit vereinzelten Einschlüssen von gröberen, über 
erbsengroßen Quarzrollstückchen vor, mit vielen kleinen gefalteten 
Exogyren in einzelnen Lagen. 

Auch ein großer, fast kreisrunder Austerndeckel fand sich in 
einem oolithischen Kalksandsteine mit dunklen, winzig kleinen Ein- 
schlüssen von glaukonitischem Aussehen. 

Hier sammelte ich auch einige andere Reste von Bivalven und 
Gastropoden, darunter auch das erwähnte, an Asiarte erinnernde 
Schälchen. 


1. Löß. — 2. Exogyrenhorizont: feinsandige, teils mürbe, teils fester gebundene 
Bänke mit kleinen gefalteten Exogyren. — 3. Gröbere Sandsteine, zum Teil 
konglomeratartig. — 4. Mergelige Sandsteine mit den kleinen gefalteten Exogyren. 


Diese Ablagerungen halten eine Strecke weit an, bis gegen 
Sejmen. Überall mit den kleinen Exogyren. 

Unterhalb Sejmen — vor Boatschik („Boastschik*) — 
fand ich die folgenden Verhältnisse (Fig. 18): Zu oberst (1.) sarmatische 
Sandsteine mit Tapes und Mactra. Der Hang darunter (bis 2.) ist mit 
Gehängeschutt überdeckt. Darunter bemerkt man eine Schotterlage 
(2.) über einer Kalkbank mit Pecten (3.) und erst unter dieser, wenig 
über dem Niveau der Donau, den grünsandartigen Exogyrensandstein 
(4.), und zwar braungelbliche Quarzsandsteine mit dunklen (glauko- 
nitischen) Körnchen. 

Die Pecten-führende Schichte besteht aus einem gelblichweißen 
Kalke und enthält zahlreiche Pectenschalen und Abdrücke, die mich 
an die Pectenform aus den „Pectenoolithen* der Umgebung von Varna 
(Denkschr. der Wiener Akad. der Wiss., LIX. Bd., 1892, S. 426 ff., 
Taf. IV, Fig. 24) erinnern. Mit voller Sicherheit wage ich es nicht 
zu behaupten. Es wäre gewiß von einigem Interesse, wenn es sich 
bei späteren Aufsammlungen in dieser Gegend herausstellen sollte, 
daß diese Pectenoolithe in der Tat auch in der Dobrudscha vor- 
handen seien. Ähnliche Pectenformen kommen wohl auch in der 


38 Franz Toula. [38] 


mittleren Kreide vor, zum Beispiel Pecten multicostatus Nilss. (Geinitz 
l. c. IL, S. 199, Taf. 45, Fig. 1). Leider lassen die beiden besser 
erhaltenen Stücke nur die Innenseite erkennen. Es ist sowohl eine 
linke Klappe mit dem Ohre als auch eine rechte Klappe vorhanden. 
Sonst liegen davon nur schlechterhaltene Abdrücke vor. 

Daneben fanden sich hie und da undeutliche Bivalvensteinkerne 
oder -Abdrücke; auch eine Austerndeckelklappe fand ich, und zwar 


Fig. 18. 


in einem Gesteine ganz ähnlich dem obenerwähnten festen gelben 
Kalksteine mit den vielen kleinen gefalteten Exogyren. Diese gehört 
sonach nach meiner Meinung zur Kreide. 

Das Tertiär hält dann eine Strecke weit an. 

Bei Boastschik selbst sind die Hänge alle mit Lehm be- 
deckt und bemerkte ich hier vom Strome aus keine älteren anstehen- 
den Gesteine. 


Die kleinen gefalteten Exogyren aus den Exogyrenschichten 
von Tschernawoda und nördlich davon. 


Gleich unterhalb Tschernawoda sammelte ich zuerst kleine, 
recht wohlausgebildete, besonders an der Hinterseite der Unterklappe 
zierlich gefaltete Exogyren, welche wieder einige Variabilität auf- 
weisen, indem neben verhältnismäßig niederen und stark verlängerten 
Formen auch kürzere und höhere auftreten. 

Von den gefalteten Arten, welche d’Orbigny beschrieb und 
abbildete, kommt in erster Linie seine Ostrea (Exogyra) Boussingaulti 
(Terr. ceret., III, S. 702, Taf. 468, Fig. 6—8) in Vergleich. Die Zahl 
der Falten meiner Stücke ist jedoch etwas größer als bei der ge- 
nannten französischen Neokomform. Dasselbe gilt von der Ostrea 
flabellata (Goldf.) d’Orb. (1. c. Taf. 475, Fig. 4,5) aus dem Aptien und 
Albien, mit welcher Coquand (Gen. Ostr., S. 126) auch die Kxogyra 
plicata Goldf. (Petr. germ., LXXXVH, Fig. 5 b—f) vereinigt hat. 

Das beste meiner Stücke hat eine Länge von 19 ınm bei einer 
größten Breite von 14 mm und einer Höhe von 6 mm. Die Zahl der 


[39] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 39 


Falten an der steil aufsteigenden Hinterseite, von der vorderen Ecke 
bis in die Nähe des Wirbels, beträgt 18. Dieselben Falten ziehen 
bis zur Schalenhöhe hinauf und sind an der flachen vorderen Seite 
nur schwach angedeutet, während hier die Anwachslinien vorherrschen. 
Die Innenseite zeigt große Ähnlichkeit mit den Verhältnissen, wie sie 
Goldfuß bei seiner Zxogyra plicata gezeichnet hat (l. c. LXXXVIL, 
Fig. 5 ec). 

Ich lasse diese Form sorgfältig zeichnen (Taf. III, Fig. 4) und 
will sie als Zxogyra flabellata d’Orb. var. multiplicata bezeichnen. 

Bei einem zweiten kleinen Stücke sind die Verhältnisse etwas 
anders (Länge 14, Breite 9, Höhe 5°8 mm). Es ist gegen den Stirn- 
rand zu gröber gefaltet. (Taf. III, Fig. 5.) Die kurze Form hat 
9:7 mm Länge bei einer Breite von 7T’4 mm und einer Höhe von 
5'8 mm. 

Zwischen Sejmen und Boastschik sammelte ich auch 
eine fast kreisförmige kleine Exogyra derselben Form; sie ist 10 mm 
lang, 8°5 mm breit, 42 mm hoch. (Taf. III, Fig. 6.) Die Schloßregion 
ist von demselben Baue. Auch die kleinsten Exemplare sind immer 
mit ganz wohlausgeprägten zahlreichen Falten versehen. Die Deckel- 
klappen sind ähnlich jenen auf Taf. IX, Fig. 1e dargestellten, nur 
sind sie am Stirnrande noch mehr verjüngt. (Taf. III, Fig. 7.) 

Von dieser Lokalität liegt mir eine zweite Form vor mit weniger 
zahlreichen und besonders gegen den Stirnrand zu kräftigeren Falten, 
wodurch die Annäherung an Erogyra Boussingaulti d’Orb. eine sehr 
weitgehende wird. Ich will diese Form daher als EKxogyra cf. 
Boussingaulti d’Orb. bezeichnen. Gegen den Wirbel zu treten noch 
die schwächeren Falten auf (Länge 12 mm, Breite 8 mm, Höhe 9:5 mm). 
Die Anwachslinien sind scharf ausgeprägt und bilden zum Teil wulst- 
förmige Runzeln. (Taf. III, Fig. 8.) 

An der „Ecke bei Boastschik“ sammelte ich eine der 
Exogyra Boussingaulti nahestehende Form, ganz ähnlich jener auf 
Taf. III, Fig. 8 dargestellten. Außerdem aber auch eine rundliche 
Form, ähnlich der in Taf. III, Fig. 6 dargestellten, aber mit Falten, 
welche auf der Schalenhöhe eine Art Kamm entstehen lassen. (Vielleicht 
durch eine Abformung der fremden Unterlage beeinflußt, auf welcher 
das Schälchen aufsaß.) 

Von hier stammen auch zwei sehr wohlerhaltene Deckelklappen, 
wovon die eine das Aussehen der der Zxogyra haliotoidea Sow. ähn- 
lichen Form hat (Sowerby Il. c. Taf. 25, Fig. 4), aber noch mehr 
der Deckelklappe sich annähert, welche Sowerby von Exogyra 
conica abgebildet hat. (Taf. 605, Fig. 2.) Man vergleiche die zitierten 
Abbildungen mit der von meinem Stücke gegebenen. (Taf. III, Fig. 9.) 

Eine andere Deckelklappe erscheint viel mehr verlängert, nimmt 
also die Form an, bei der man an Exogyra sigmoidea Reuss (Böhm. 
Kreidef., Taf. XXVII, Fig. 1—4, auch Geinitz, Elbetalgeb., I, 
Taf. 41, Fig. 14-27) denken könnte, wenn nicht die Beschaffenheit 
der Innenseite einige der Charakterzüge der Exogyra haliotoidea 
aufweisen würde (vgl. Reuss I. c. Taf. XXVI, Fig, 5), beziehungs- 
weise solche, wie ich sie bei der ausgesprochen ohrförmigen Varietät 
aus der Gegend von Kokerlenj angegeben habe. (Vgl. Taf. II, Fig. 1 e.) 


40 Franz Toula. [40] 


Der Abfall der Hinterseite ist hoch, zeigt die Anwachsstreifung und 
eine leichte, aber recht wohlausgeprägte Faltung, wodurch man etwa 
an die von Coquand (Genre Ostrea, S. 183) als Ostreau Minos 
von der Exogyra (Ostrea) Boussingaulti d’Orb. abgetrennten Varietät, 
erinnert wird. 

Die zahlreichen kleinen Exogyren lassen sich sonach in unge- 
faltete glatte, an Exogyra conica Sow. oder Exogyra plieifera Cogqu. 
und in gefaltete, an Zxogyra plicata Goldf, anschließende Formen 
recht bestimmt unterscheiden, wobei jedoch der Umstand, daß bei 
den kleinen Individuen von Exoggra conica in der Fassung, wie sie 
von Orbigny und Coquand gegeben wurde und wie es die 
kleinen Formen zum Beispiel von Essen an der Ruhr oder von 
Bannewitz bei Dresden erkennen lassen, auch die Neigung zu einer 
Art von schräger Faltung deutlich hervortritt, die auch bei etwas 
größeren Exemplaren in der Wirbelgegend erhalten bleibt. 


Daß auch die Zxoyyra Matheroniana d’Orb. aus der oberen 
Kreide zu den verwandten Formen gehört, ist klar. (Vgl. d’Orb., 
l. ec. 485.) Zittel (Bivalven der Gosaugeb., Taf. XIX, Fig. 3.) hat 
1863 die ungefalteten Formen noch als Varietät beibehalten, während 
sie Coquand (l. c. 1869, S. 80) zu seiner Ostrea plicifera stellte. 
Gerade die schlanke Form, welche Coquand (l. c. Taf. XXXII, 
Fig. 19) abbildete, zeigt manche Ahnlichkeit und auch die freilich 
viel mehr ausgesprochene Faltung der Oberklappe (Coquand |. ce, 
Fig. 18) läßt dies erkennen. Es deutet dies auf Wiederholung gleich- 
artiger Variabilitäten in den verschiedenen Horizonten, welche es 
wohl verdienen würden, gerade bei einer zu so großer Variabilität 
geneigten Gattung, wie die Kxogyra eine ist, eingehender verfolgt 
zu werden; für meinen Zweck genügt es, die Formen, wie ich sie 
in ganz bestimmten Schichten sammelte, zur Darstellung zu bringen, 
um sie bekannt zu machen und dem eingehenderen Vergleiche zu- 
zuführen. 


Zwischen Sejmen und Boastschik sammelte ich in den 
Exogyrenschichten auch mehrere Stücke einer kleinen dünnschaligen, 
zum Teil stark gewölbten Anomia sp., die vielleicht zu Anomia 
truncata Geinitz zu stellen sein wird. (Reuss, Böhm. Kreidef., II, 
Taf. XXXI, Fig. 13 u. 14,) Die stark gewölbten Schalen unterscheiden, 
da nach Geinitz (Elbetalgeb. II, Fig. 30) die Schalen der angeführten 
Art flach oder gleichmäßig flach gewölbt sind, bei unseren Stücken 
dagegen die Oberfläche sogar Wülste oder leichte Falten erkennen 
läßt. Die sehr dünnen Anwachslamellen sind bei dem einen und 
anderen Stücke unter der Lupe recht deutlich zu erkennen. Es 
fehlen jedoch auch ganz flache Schälchen nicht. 


Außerdem fand ich auch einen abgerollten rundlichen, sehr fein- 
zelligen Bryozoenstock, der von Pholaden angebohrt, auf der einen 
Seite bedeckt ist von zahlreichen Schalen von Exogyra, nebst ver- 
einzelten Serpula - Röhrchen; er dürfte aus einem kalksandigen 
Horizont stammen, ähnlich dem mit den Requienienschichten bei 
Rustschuk im Verbande stehenden oolithisch - sandigen Orbitolinen- 
horizont, 


[41] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria a. s. w. 41 


Etwas unterhalb Boastschik, dort, wo das Ufer 
etwas gegen den Strom vorspringt („an der Ecke“ schrieb 
ich in mein Notizbuch), läßt sich wieder anstehendes Gestein beob- 
achten. (Vgl. Fig. 19.) 

Hier fand ich zu unterst hellfarbigen Monopleuren-Requienien- 
kalk (3.), darüber über einer wenig mergeligen mächtigen Schichte 
löcherigen, grobkörnigen Sandstein (2.), überdeckt von einer tonigen 
Schichte (1.), darüber aufgelöste und löcherige Kalksandsteine mit 
gefalteten Exogyren, und zu oberst eine Lößlehmdecke. 


Die braunen aufgelösten Sandsteine halten nun am Steilufer 
weithin an. 


Etwas weiter flußabwärts kommt man an unter verschiedenen 
Neigungen gegen W verflächenden Sandsteinen und Konglomeraten 
vorüber. 

Bis hierher wird, wie ich meine, über die Zugehörigkeit der 
betreffenden Bildungen zur Kreideformation ein Zweifel kaum auf- 
kommen können. 


Fig. 19. 


In der untersten Schichte liegt ein typischer, gelblich fleckiger 
Monopleuren - Requienienkalk vor. Er ist weiß und erfüllt von ge- 
wundenen, also an Monopleura varians erinnernden Schalen !. Hier 


1) Schöne Monopleurenkalke, ganz von demselben Aussehen, wie ich sie 
unterhalb Tschernawoda und viel früher schon im Lomtale bei Rustschuk auf- 
gefunden habe, traf ich wenige Tage später als Bausteinfindlinge bei der alten 
Ruinenstätte von „Tromos“, südlich von Matschin. Sie müssen seinerzeit von 
weiter oben herabgebracht worden sein, am wahrscheinlichsten aus dem Lomtale, 
wo die Steinbrüche wohl schon im Altertum bearbeitet worden sind, wie die 
künstlichen, sicherlich in der Zeit weit zurückreichenden, ausgemeißelten Kammern 
an den Steilwänden beweisen dürften. 

Das interessanteste Stück, welches ich in diesen Monopleurenkalken auf- 
fand, ist eine eigenartige” Nerinea, welche ich bezeichnen will als: 


Nerinea (Iltieria?) isteriana nov. spec. (Taf. I, Fig. 15). 


Eine Form aus der Verwandtschaft der Nerinea eyathus Piet. et Camp. 
(St. Croix, Taf. 63, Fig. 6 u. 7) aus dem Valangien. — Die beiden Autoren haben 
diese Form als zu der von Sharpe (Quart. Journ. 1850, S. 104) als Piygmatis 
bezeichneten Untergattung gestelit, was mir mit der dort gegebenen Beschreibung 
nicht zu stimmen scheint. Wie der von mir gesammelte Rest, so hat auch die 
angeführte Art von St. Croix weit übergreifende, sehr hohe und schmale Quer- 
schnitte der Umgänge, wodurch die Zustellung zu Itieria sich ergeben würde, 

Ich habe von dieser Art nur ein einziges Steinkernbruchstück gesammelt, 
welches nur wenige Umgänge erkennen läßt, in der Ausbildung der Faltung aber 
so auffallend erscheint, daß ich das Stück mit einem Namen versehen will. Der 
Steinkern ist sowohl außen als auch innen mit wohlausgeprägten Spiralrippen und 
mit tiefen Zwischenfurchen versehen, die den Faltenlappen entsprechen. Diese 


Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (F. Toula.) 6 


42 Franz Toula. [42] 


fand ich auch eine sichere Regwienta, welche an die von mir im Lom- 
tale bei Rustschuk gesammelte Form von Requienia Lonsdalei erinnert. 
(Geol. Unters. im östl. Balkan. I, LX. Bd. d. Denkschr. der Wiener 
Akad.d: Wiss. 1892, Taf. I, Fig. 9, 


Ein im Verhältnis vorzüglich erhaltenes Stück, das, wenngleich 
die Erhaltung immer noch viel zu wünschen übrig läßt, wohl keinen 
Zweifel aufkommen läßt über die Zugehörigkeit zu ZRequienia Lons- 
dalei d’Orb. aus dem Urgon. Man vergleiche die Abbildung (Taf. I, 
Fig. 19) mit jener von d’Orbigny (l. c. Taf. C 576, Fig. 5) oder 
jener bei Pictet und Campiche (St. Croix, IV, CXLI, Fig. 3), 
welche freier gewundene Formen vorstellen, ähnlich jener von der 
unteren Donau, von Paz mir von dieser Stelle nur die gewundene 
Unterklappe vorliegt. 


In feinkörnigen, ee gefärbten sandigen Kalken (Kalk- 
sandsteine) an der oberen Grenze der älteren Schichten finden sich 
wieder vor allem kleine Exogyren, und zwar ausschließlich solche 
von den gefalteten Formen, ähnlich so wie an der Fundstelle nahe 
Tschernawoda und bei Boastschik. 

An den drei genannten Fundstellen habe ich glatte Formen 
ebensowenig gefunden, als an der Lokalität bei Mirdschawoda und 
Kokerlenj gefaltete Stücke. 


Die Unterklappen sind je nach der Art der Anheftung ver- 
schiedenartig deformiert, im allgemeinen von nicht sehr beträchtlicher 
Höhe, mit kräftigen Rippen, welche von dem hinteren Rande gegen 
die Schalenhöhe hinaufreichen, wo sie zum Teil an einer kleinen 
Kante enden. 


Nun folgen oberhalb Topälo ausgedehntere Aufschlüsse, 
in welchen viele Steinbrüche angelegt sind. In dem obersten der- 
selben beobachtete ich ein Streichen von NW nach SO mit süd- 
westlichem Verflächen. 


Der Stein von Topälo ist ein dichter, porzellanartig aussehender 
Kalk. Von Topälo bis Kischtaresch (Ghisdaresei) treten niedere Wände 


Faltung ist überaus weitgehend. Auch Nerinea cyathus hat solche Spiralrippen 
aber in viel geringerer Zahl. 

Der Querschnitt der Umgänge ist unten weiter, verschmälert sich aber dort, 
wo das Übergreifen beginnt, auffällig. Auf dem unteren Teile treten drei Spiral- 
rippen auf; zwischen der ersten und zweiten finden sich in der Furche weitere 
zwei zarte Spirallinien, und zwischen der zweiten und dritten nur eine solche. Am 
oberen verjüngten Teile zählte ich 11 Spirallinien, wovon drei stärker vorragen. 

Der Spindelraum ist sehr weit. — 

In diesen Kalken finden sich typische Moncpleuren in großer Menge, und 
zwar in Steinkernen und Abformungen, an welchen zum Teil noch die Schalen 
erhalten sind. Zwei dieser Formen finden sich auf Taf. I, Fig. 16 u. 17 abgebildet. 

Das eine dieser Stücke stimmt auf das beste überein mit Monopleura trilo- 
bata d’Orb., derjenigen Form, welche in dem von mir besuchten Gebiete am häufigsten 
auftritt; das zweite (Fig, 17) zeigt gewundene Hörner und schließt sich enger an 
Monopleura varians Matheron an. Die von Peters (l. c. II, S. 184, Taf. II, Fig. 6) 
als Diceras monstrum bezeichnete Form scheint mir damit in schönster Überein- 
stimmung zu stehen, bei welcher Form Peters auch an „Requienia“ varians Math. 
erinnert wurde. Die von Peters unter demselben Namen abgebildeten Formen 
(l. ec. Fig. 7 u. 8) schließen sich näher an die Monopleura trilobata d’Orb. 


[43] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 43 


auf, aus wohlgeschichteten hellen Kalken, von dem ganz gleichen 
Aussehen, die jedoch besonders in den unteren Lagen viele Horn- 
steinkonkretionen umschließen und geknickt erscheinen. 

Oberhalb Hirschova treten stark erodierte und am Ufer 
förmlich in bizarre Pfeiler und Säulen aufgelöste Uferfelsen auf. 

Ahnliche, aber klotzige Felsmassen bilden die Ufer bei Hirschova, 
wo zwischen dieselben alte Befestigungen hineingebaut sind. Hornstein- 
führende Kalke mit einer Decke aus mürberen Gesteinen. 

Auf der Strecke zwischen Topälo und Hirschova wurden meine 
Beobachtungen durch heftige Gewitter und Regengüsse ungemein 
erschwert, ja auf eine weite Strecke hin förmlich unmöglich gemacht, 
infolge der teilweisen UÜberflutung der Aufschlüsse. Auf dieser Strecke 
liegen aber die Fundstellen, an welchen nach Anastasius Dar- 
stellung und nach seinen Aufsammlungen die Juraformation vorherrscht 
(vgl. Anastasiu, Contribution & l’etude geologique de la Dobrogea. 
These. Paris 1898, S. 66—87), während bis über Boastschik hinaus 
die Kreide auftritt. 

Uber das Gebiet zwischen Rassova an der Donau und Küstendsche 
am Schwarzen Meere gab Michel (Bull. soc. geol. de Fr., 2. Ser., XIII, 
1856, S. 539—542) eine geologische Notiz, welche K. Peters ent- 
sangen sein dürfte, da er sie in dem Literaturverzeichnisse nicht an- 
geführt hat. Michel erwähnt die gleichmäßige Bedeckung des Landes 
mit einem sandig glimmerigen Lehm, unter welcher auf der genannten 
Strecke Kalke und Sande der Kreide in fast horizontaler Lagerung 
hervortreten. Er deutet die Kalke mit Nerineen, Pteroceras, Korallen 
und anderem zutreffend als Neokom. Auch Kalke mit „Orbitolithes“ 
führt er an, was die Ähnlichkeit mit den Verhältnissen bei Rustschuk 
noch vermehrt. Weiter im Osten (8 km von der Donau) fand er 
Schichten des Grünsandes und der echten Kreide zum Teil mit Feuer- 
stein. Der Grünsand wurde durch gröberen Sandstein eingeleitet. Aus 
dem Grünsande gibt er nur das Vorkommen von Resten einer großen 
Ostrea an. Auch die tertiäre Überlagerung hat er beobachtet ohne 
Angabe über den betreffenden Horizont. Das namhafte Vorkommen 
von Cardien wird hervorgehoben und verrät das Sarmat. Das Vor- 
kommen der Äquivalente des Grünsandes ist mir gelungen zu be- 
stätigen, wenn die betreffenden Gesteine auch zumeist in Wirklichkeit 
als „Grünsand“ nicht angesprochen werden können, da die Glaukonit- 
körner an den meisten der von mir besuchten Stellen nicht nach- 
gewiesen werden konnten. Das (S. 541) erwähnte Vorkommen von 
Kalken mit Orbitolithes (6 km von der Donau) habe ich nicht gesehen 
und auch Peters hat ähnliches nicht wahrgenommen. Am Karasu 
habe ich nur ein Stück gefunden, welches mich petrographisch leb- 
hafter an die Orbitolinenkalksteine von Rustschuk (Lomtal) erinnerte. 

Interessante neuere Beobachtungen hat V. Anastasiu mitgeteilt 
(Bull. soc. geol. de Fr. 1896, 3. Ser., XXIV, S. 595—601), und zwar 
an Felsen des Steilufers der Donau bei Tschernawoda, Topälo und 
Cekirgeoa (Tschikirdsche bei Peters). Nur bei Tschernawoda wird das 
Vorkommen von Monopleurenkalk über tonigen Kalken des Kimeridgien 
mit Terebratula subsella festgehalten, während an beiden anderen 
Stellen nur Malmschichten (Rauracien, Sequanien und Kimeridgien) 

6* 


44 Franz Toula. [44] 


angenommen wurden. Besonders das Kimmeridge von Tschikirdsche 
erscheint festgestellt durch das Verkommen „zahlreicher Ammoniten“. 
Es sind vier Planulaten: Perisphünctes cf. Achilles d’Orb., Per. Fontannesi 
Chofat, Per. Wartae Buk. und Per. Mazuricus Buk. Außerdem wird 
Peltoceras bimammatum (Quenst. genannt. Anastasiu war glücklicher 
als Peters, der wohl zahlreiche Fossilien fand, die sich schwierig 
herausbringen ließen, und ich, der gerade vor Topälo, auf vorher herr- 
licher Bootsfahrt, ein fürchterliches Unwetter durchzumachen hatte, 
das ich in einer elenden Steinbrecherbaracke über mich ergehen 
lassen mußte, worauf ich dann in den überschwemmten Aufschlüssen 
nichts arbeiten konnte. 

In einer späteren Notiz (Bull. soc. geol. de Fr. 1898, 3. Ser., XXVI, 
S. 192—194) besprach derselbe Autor die Kreide der Dobrudscha. 
Von „Tschernawoda, Rassova, Saligny (? auf der russischen Karte 
nicht angegeben) etc.* wird das Vorkommen von Neokom, Barr&me 
und Apt, das erstere in mediterraner Fazies, angegeben. Obere Kreide 
weit verbreitet. 

V. Paquier hat die Fauna der Rudistenkalke der Dobrudscha 
(Anastasius Material) durchbestimmt und darunter die mit bulgari- 
schen Formen übereinstimmenden bezeichnet. [Matheronia aus der 
Gruppe der Math. gryphoides, Monopleura sp., Diceras, Heterodiceras sp., 
Valletia sp.) (Bull. soc. geol. de Fr. 1901, 4. Ser. I, S. 473 u. 474.) 

Die ausführlichere Abhandlung Anastasius aus demselben 
Jahre wird an der geeigneten Stelle zur Benützung herbeigezogen 
werden. (These: Contribution & l’etude geologique de la Dobrogea 
[|Roumania]. — Terrains secondaires. Paris 1898.) 

Das Verhältnis, in welchem Jura und Kreide in der südlichen 
Dobrudscha zueinander stehen, ist ein gewiß immer noch sehr rätsel- 
haftes und bedarf noch der näheren Aufklärung. Das Vorkommen 
von Jura bei Medschidje im Karasutale ist nach Peters (l. c. II, 
S. 44 [188]) ein räumlich sehr beschränktes, „ein kleiner Buckel“, 
der „aus dem Gehänge hervorragt“. Anastasiu hat auf der Karte 
zu seiner inhaltreichen Abhandlung eine größere Fläche unmittelbar 
bei dem genannten Orte als Jura ausgeschieden, dagegen den langen 
Jurastreifen auf der Petersschen Karte, der von West nach Ost 
verlaufen soll, nicht verzeichnet, was mir begreiflich erscheinen 
könnte, doch finde ich im Text nichts Ausführlicheres darüber an- 
geführt. Nur auf S. 110 finde ich eine ganz kurze Erwähnung. 

Das zweite Gebiet, wo die beiden Formationen nahe aneinander 
treten, ist jenes unterhalb Tschernawoda oder vielleicht genauer unter- 
halb Boastschik, denn bis dahin, das heißt bis nach der Krümmung 
des Stromlaufes bei dem letztgenannten Orte, glaube ich die untere 
Kreide, etwa Neokom, Apt, und vielleicht auch unteres Cenoman, an- 
nehmen zu dürfen. 

Wie es sich in der Gegend von Silistria verhält, bedarf auch 
noch der Aufklärung, denn daß die Kalke des Gebietes von Silistria 
südwärts Kreidekalke — Monopleuren-Requienienkalke — sind, dürfte 
aus meinen Darlegungen hervorgegangen sein. Bei Ostrov jedoch, 
östlich von Silistria, kaum 5 km weit davon entfernt, verzeichnet 
Anastasiu Jura, der sich bis gegen Rassova erstrecken würde. 


[45] Geologische Beobachtungen in der Gegend von Silistria u. s. w. 45 


Sowohl die Angaben, welche Peters über die Vorkommnisse in den 
Tälern von Rassova macht (l. ec. S. 44 [188], als auch jene bei 
Anastasiu (l. ce. S. 78 u. 79) lassen erkennen, daß es an wirklich 
zur Altersbestimmung überzeugend verwendbaren Fossilien mangelt. 
Angenommen, die Verteilung von Jura und Kreide auf der Karte 
Anastasius sei als vollkommen zutreffend zu bezeichnen, so würde 
dies schließen lassen auf eine sehr merkwürdige Zerstückung des 
Tafellandes in eine Anzahl von zumeist wohl an Seigerklüften vor 
der Abtragsperiode und vor Ablagerung der weithin recht gleichmäßig 
entwickelten sarmatischen Bildungen in verschiedene Höhenlage 
gelangte Schollen: jene von Silistria, Tschernawoda—Constanza 
(Küstendsche), wo Kreide, und jene von Ostrov—Essenkiöi—Aliman 
und Hirschova—Topälo, wo Jura wie die Kreide in schwebender 
Lagerung der Schichten die heutige Plateaufläche bilden. Es ist dies 
ein Verhältnis, welches es wohl verdienen würde, eine genauere 
Feststellung durch neuerliche Untersuchungen im südlichen Teile der 
Dobrudscha zu erfahren. 


46 Franz Toula. [46] 


Inhaltsangabe. 


Seite 

Kanleitung-.. ..2 m. 206. ie MORE re [1] 
1. Beobachtungen 3 in der Gegend von Silistria . N en [3] 
Bausteine von Silistria. Oolitb, Nerineenkalk ......... Sue [4] 
Süßwasserablagerungen östlich von Silistria . . 22.2 222.2. [5] 
Congerienschichten 7 )% "757 aha srtrukape, Se BAER ET re [5] 
Nerineenkalke von Birtschma. u ui an j [7 


Zwischen Birtschma und Aflatlar. Oolith und Exogyr a "plicata er [8] 
Bei Atlatlar Diluvium und sarmatische Schichten über Monopleuren- 
kalk, welche weithin anhalten (Akkandelar, Balabanlar). Wasser- 


armut des Gebietes; tiefe Brunnen ."... „gas dstea. uns ie [9] 
Bei Haskiöi Süßwasserkalk als Baustein . . [10] 
Zwischen Doimuschlar und Srebrena. Süßwasserkalk anstehend über 

Nerineenkalk. Abrasionsfläche auf Nerineenkalk ... . - [11] 
Auch bei Witren und auf der Donauterrasse gegen Tatarica Süß- 

wasserkalk . ... . a Dr [12] 

. Aus der Umgebung von Tee in der Döhendscha ee 
Das Karasutal mit den südrussischen Limanen zu vergleichen .. . [13] 
Nerineen-Monopleurenkalk bei Mirdschawrda. . . [13] 
Grünsandartige Gesteine, unter Lößlehm, mit t Gerölleinlagerungen. im 

unteren Teile...» BEE 5) 


Die kleinen ungefalteten Exogyren von Mirdschawoda . . ... [16] 
Bei Saturno vor Medschidje: Sarmatische Schichten mit Cardien, 
Trochus, Cerithium etc. über Kreide. Vesicularis-, Exogyren- und 
Nerineenhorizont . . en 
Ausflug nach Kokerlenj südlich von Tschernawoda . . [27] 
Oolithe sowie kreidige und tonige Ablagerungen des Sarmatischen 
über weißen Mergeln (obere Kreide?) und Nerineenkalk .... [27 


Sphaerulites Dobrudschensis . . . a ee Diese [29] 
Mächtiges Sarmat unmittelbar an dr Donau a RR [30] 
Exogyrensandstein mit Bryozoen nördlich von Kokerlenj . RE [31] 
Vorkommen von Protocardium hillanum 2. nn mn. hs. [34] 
Sandiger Nerineenkalk unterhalb der großen Donaubrücke. . . . . [35] 
Monopleurenkalk oberhalb der Brücke. . ... . :. 2 2 2 2202. [36] 
Exogyrensandsteine bei Tschernawoda. . . [37] 
Sarmat und Pectenoolith über Exogyrensandstein zwischen Sejmen 

und Boatschik 7 00 eu [37] 
Die gefaltetenExogyren von Tschernawoda und nördlich davon [38] 
Monopleuren-Requienienkalk unterhalb Boastschick . . ...... [4] 
Von. Topälo nach Hirschawar 2... a [42] 


Uber Gesteine der Brixener Masse und ihrer 
Randbildungen. 


Von Dr. W. Petrascheck. 
Mit einer Tafel (Nr. IV) und einer Textfigur. 


Als ein Glied des periadriatischen Bogens tritt nördlich von 
Brixen eine Masse granitischer Gesteine zutage, die als Brixener 
Masse bekannt ist, obwohl der ihr den Namen gebende Ort außer- 
halb derselben gelegen ist. Aus diesem Grunde versuchte Löwl!) 
für sie den Namen Iffinger Kern zu substituieren, es blieb jedoch 
trotzdem der althergebrachte Name in Gebrauch, Seit den eingehenden, 
von einer chemischen Analyse des Hauptgesteines begleiteten Beschrei- 
bungen, die Pichler?) im Jahre 1871 von den Gesteinen dieser 
Masse geliefert hat, sind dieselben nicht mehr Gegenstand spezieller 
Untersuchung gewesen. Dahingegen erfuhren die tektonischen Ver- 
hältnisse durch die Aufnahmen Tellers?) ein eingehendes Studium, 
durch welches unter anderem der Zusammenhang der Brixener Masse 
mit derjenigen des Iffinger sichergestellt wurde, für welche letztere 
neuere Untersuchungen von Grubenmann®, und Künzli°) vor- 
liegen. Tellers Aufnahmen zeigten ferner, daß die Judikarienlinie 
in der Gegend von Peus ihr Ende erreicht und eine Kontaktzone, 
bestehend aus feldspatreichen oder quarzitischen lamellaren Grenz- 
gesteinen, den Südrand der Masse begleitet. 

Die schon Pichler aus der Umgebung von Mauls bekannten 
und als Oligoklasschiefer bezeichneten Gesteine wurden als eine 
nördliche, als Derivat des Hauptgesteines aufzufassende Grenzzone 
von Tonalitgneis erkannt, wodurch die Analogie mit den Verhält- 
nissen am Nordrande der Adamellomasse festgestellt wurde. 

Neuerlich beschäftigte sich auch Rothpletz®) vorübergehend 
mit der Brixener Masse. Sein Profil verquert die Masse in der Gegend 
von Meransen. Rothpletz spricht das Hauptgestein ebenso wie Löwl 
als Granit an. 


1) Petermanns Geogr. Mitteil. 1893, pag. 112. 

2) Neues Jahrbuch 1871, pag. 256. 

3) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1881, pag. 69. 

4) Vierteljahrschrift d. Naturf. Ges. Zürich 41 (1896), pag. 340. 
5) Tschermaks Mitteilungen 18 (1899), pag. 412. 

%) Querschnitt der Ostalpen, pag. 162. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (W. Petrascheck.) 


48 Dr. W. Petrascheck. [2] 


Kurze Erwähnung finden die Felsarten der Brixener Masse auch 
noch durch Cathrein!), Blaas?) und in dem Führer zur Tauern- 
exkursion durch Becke?°). Während nun für ähnliche Massen tonali- 
tischer und granitischer Gesteine neuere petrographische Spezial- 
untersuchungen von Salomon, Grubenmann, Becke und Graber 
vorliegen, fehlt es an solchen für die Brixener Masse. Diese Lücke 
auszufüllen ist die Aufgabe der folgenden Zeilen. Das Material hierzu 
rührt in erster Linie von Aufsammlungen Herrn Prof. Dı. F. Beckes 
her, in dessen Institut und mit dessen vielfacher Unterstützung die 
nachfolgenden Untersuchungen ausgeführt wurden. Ergänzt und erweitert 
wurde dieses Material durch die im Museum der k. k. geologischen 
Reichsanstalt niedergelegten Belegstücke zu den Aufnahmen des 
Herrn Bergrates Dr. F. Teller, über welche er mir auf Grund seiner 
eingehenden Tagebuchnotizen ausführliche Auskünfte zu erteilen die 
Güte hatte. Beiden Herren sei hier auf das wärmste gedankt. Ich 
selbst kenne die Brixener Masse nur von einem kurzen Besuche der 
Aufschlüsse zwischen Mauls und Grasstein her. 


Granitit. 


Das Hauptgestein der Brixener Masse ist ein mittelkörniger 
Granitit mit weißen Feldspaten, reichlichem graulichweißen Quarz 
und kleinen, glänzend schwarzen Biotiten. Unter dem Mikroskop 
erkennt man, daß Plagioklase die Hauptmasse des Gesteines bilden, 
Orthoklas tritt dagegen zurück. Allotriomorpher Quarz ist in fast 
gleicher Menge wie letzterer vorhanden und gibt sich als jüngstes 
Erstarrungsprodukt kund. Die Menge des Biotits ist gering. Apatit 
und auch Zirkon sind häufige, Orthit ein seltener akzessorischer 
Bestandteil. 

Die meist automorphen Plagioklase haben meist nach M 
tafelförmige Gestalt. Neben M sind noch die Flächen P,!, T, o und 
x des öfteren zu beobachten. Wo sie nicht selbst ausgebildet sind, 
geben sie sich doch oft an den Anwachsstreifen der sehr ausgeprägten 
Zonenstruktur zu erkennen. 

Zwillingsbildung nach dem Albitgesetze herrscht, seltener sind 
Periklinlamellen. Karlsbader Doppelzwillinge sind häufig. Auch in dem 
verhältnismäßig frischen, in den Steinbrüchen von Grasstein ge- 
wonnenem Gesteine machen sich an den Plagioklasen Zersetzungs- 
erscheinungen unter Muscovitbildung geltend, die mit Vorliebe in den 
basischeren Kernen beginnen. Zonenstruktur mit von innen nach außen 
abnehmender Basizität ist sehr schön ausgebildet. Nicht selten gewahrt 
man basische Rekurrenzen, oft mehrere in einem Kristall. 

Die vorgenommenen Messungen lehrten folgendes: Bei einem 
Karlsbader Doppelzwilling, von dem ein Individuum | zu M und P 
geschnitten war *), ergab 


!) Neues Jahrbuch 1890, I, pag. 73. 

?) Geologischer Führer durch die Tiroler und Vorarlberger Alpen, pag. 559. 

®) Führer für die geologischen Exkursionen in Österreich. IX. Internationaler 
Geologen-Kongreß, VIII, pag. 40. 

*) Über die Methode vergl. Becke in Tschermaks Mitteil. 18 (1899), pag. 506. 


[3] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 49 


inrder Hille»! ı. =; 267% d. i.. 4995: An, 
in der Außenzone . 17°, d. i. 30-400], An. 


Eine noch nicht zersetzte Stelle des Kerngerüstes im Zwillings- 
individuum hatte eine Auslöschungsschiefe von 23:70, was nach den 
Tafeln von Michel Levy’) einem Plagioklas von ungefähr 60%, An 
entspricht, eine Basizität, wie sie in diesem Gesteine nicht wieder 
beobachtet wurde. In dem sich an die Außenzone anschließenden 
Myrmekitsaum ging die Auslöschungsschiefe bis auf die der Grenz- 
oligoklase herab. 

Ein nur durch den äußeren Teil eines Kristalles gehender, also 
den Kern nicht mehr treffender Schnitt ließ die Untersuchung nach 
der ebenfalls von Becke?°) angegebenen Methode . durch Bestimmung 
des Achsenaustrittes zu. 


An einem Albitzwilling wurde gemessen 


anen 2. welehe ‚310 dasssentsprichti86/, An, 
n=der Hüllesun wABe.—=,170 , h 29%), An. 


Dieselbe Methode ergab an einem anderen Albit und Periklin- 
zwilling 
ZUIen .. cumn Aba — 15'5%.d. 1,29%. An, 
AB 220, d.1,2300 AR, 
in der Hülle. ABa = 11°, d. i. 26°), An. 


Ein senkrecht zu M und P getroffener Schnitt zeigte 


insder Hölle, =... ...1%11,,289,,d. 11469), An, 
ineder, Außenzone.., ., -. 1% d.ii. 20%, An. 


Die optische Untersuchung der Plagioklase eines anderen Hand- 
stückes, das der unten mitgeteilten chemischen Analyse unterworfen 
wurde, ergab an einem Schnitte senkrecht zu M und P 


in der Hauptmasse. . +19, d. i. 390), An, 
im Myrmekitsaun . . —13'5, d. i. 20), An, 
an einem anderen ebensolchen Schnitt 
innen.) | 30311 170, du. 36% ,..An, 
außen) ENT 1 250, An. 


Die Hauptmasse der Plagioklaskristalle besteht 
sonach aus Oligoklasandesinen, die in den Kernen 
noch basischer werden können, in den Außenzonen 
aber Oligoklasen angehören. Unvermittelt rasch sinkt die 
Basizität in den Myrmekitsäumen, die die Kristalle krustenförmig 
umziehen. Diese sind in dem Gesteine sehr häufig in bester Aus- 


: ) Etude sur la determination des feldspaths dans les plaques minces. Paris 
1894— 1896. 

2) Tschermaks Mitteil., Bd. 14, pag. 413 und 563. Die zu den gemessenen 
Winkeln gehörenden An-Gehalte wurden einer Manuskripttafel des Herrn Prof, 
Becke entnommen. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (W. Petrascheck.) 7 


50 Dr. W. Petrascheck. [4] 


bildung zu beobachten. Nie fehlen sie in dem Hauptgesteine und fast 
nie in den später zu behandelnden basischen Ausscheidungen, überall 
dort, wo Plagioklas an Orthoklas angrenzt. Niemals aber trifft man 
Myrmekitsäume an der Grenze zwischen Plagioklas und Quarz. Unsere 
Fig. 1 auf Taf. IV illustriert ein Beispiel, wie ein breit entwickelter 
Myrmekitsaum dort scharf absetzt, wo an Stelle des Orthoklas Quarz 
an den Plagioklas herantritt. Daß. der Myrmekit immer in Verbindung 
mit Kalifeldspat auftritt, ist bereits von Becke!) beobachtet worden; 
es ist aber die Abhängigkeit in unseren Gesteinen eine so auffällige, 
daß sie hier nochmals ausdrücklich hervorgehoben werden muß. Immer 
sind es Glieder der Albitreihe, welche die als Myrmekit bekannten 
Verwachsungen von Plagioklas und Quarz bilden. Über die Art ihres 
Feldspats gab ein senkrecht zu M und P getroffener Schnitt in dem 
der Analyse unterworfenen Gesteine Auskunft. Es zeigte sich eine Aus- 
löschungsschiefe von 


26°, d. i. 47°), An in der Hülle, 
0°, d. i. 190%), An in der Außenzone, 
— 8°, d. i. 10%, An im Myrmekit, 
— md. 
wie er sich nicht selten als sehr schmale Zone noch außerhalb des 
Myrmekitsaumes findet. 


Viel häufiger, selbst bei dünnster Ausbildung der Quarzstengel, 
läßt sich die Natur des Plagioklases im Myrmekit nach der Methode 
Beckes?) durch Vergleich der Lichtbrechung mit derjenigen des 
Quarzes feststellen. Die Anwendung dieser zeigte 


0%, An in dem quarzfreien Saume, 


>, So Era; 
was ebenfalls einem Albit entspricht. 


Der ziemlich frische Kalifeldspat bildet große xenomorphe 
Körner. In der Regel ist er von zarten perthitischen Spindeln durch- 
wachsen, zu denen noch ungemein feine Lamellen kommen, die an 
Zwillingsstreifung erinnern. In einem Schnitte | M löschte der Orthoklas 
unter 8°, die Spindeln unter 17° aus. Sie gehören also zum Albit; 
Mikroklin ist nicht vorhanden. 

Die xenomorphen Blättchen des Biotits erreichen selten 2 mm 
Größe. Das Achsenkreuz der Spaltblättchen öffnet sich im Konoskop 
nicht. Der Dichroismus ist sehr kräftig, a lichtgelblich, c=b dunkel- 
braun. Mit dem Babinetschen Kompensator gemessen ist „—a— 0'051. 
Gern häufen sich im Biotit Apatitnadeln an. Da sie älter sind als dieser, 
dienten sie ihm bei der Kristallisation offenbar als Anheftungspunkt. 
Lichtgrüner Chlorit von anormaler Doppelbrechung und Zoisit gehen 
durch Zersetzung aus dem Biotit hervor. Chloritaggregate finden sich 
auch mitunter als Ausfüllung kleiner miarolitischer Hohlräume. 

Quarz tritt als zuletzt zur Ausscheidung gekommener Bestand- 
teil auf. Er ist sehr reich an Flüssigkeitseinschlüssen. Undulöse Aus- 


!) Petrographische Studien am Tonalit der Rieserferner. Tschermaks Mitteil. 
13 (1893), pag. 411. 
2) Sitzungsber. der Akad. d. Wiss. Wien I, Bd. 102 (1893), pag. 358. 


[5] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 51 


löschung zeigt an den untersuchten Handstücken die Spuren des Ge- 
birgsdruckes an. 


Die Ausscheidungsfolge der Hauptgemengteile läßt sich durch 
folgendes Schema illustrieren: 
Plagioklas 
Biotit 
Orthoklas 
Quarz 
Über die Quantitätsverhältnisse der Gesteinskomponenten gab 


eine nach der von Rosiwal!) angegebenen Methode vorgenommene 
Vermessung folgende Auskunft: 


Prozente 
Plagioklasırs:1.5.,:0.2839 
Boerse HT 
Oeihoklası.d ware. 47097 
Quarz sch 13 sianıı 27 


Das dieser Messung unterworfene Gestein wurde von Herrn 
Regierungsrat von John auch einer chemischen Analyse unterzogen, 
wofür ihm an dieser Stelle bestens gedankt sei. Dieselbe ergab: 


v. John Scherer 1866?) 
Ba in HR 69:78 
te 0) © SDUuR 0 60 
DOReEn .. .  "0°2D 
22], (0P ee Fr TERN Mir \e 12:79 
EUR ee Be WE 5 V 
Deo werte Er Nr 6.510 4:51 
Iran: DL. 1,8 301°OpUr 
Game Ennelerıın, e.r.072:80 2:96 
RIO Wr el. 009 1:05 
DIROEn an, „1 9r „ir 52297 3:62 
IN ROn ee. Ganz, KARTE 2:37 
Giuhverlust 20 20...02.0°56 1.55 
101.29 99-26 


Bis auf den Tonerdegehalt stimmen beide Analysen gut überein. Es 
ist wahrscheinlich, daß die Tonerde etwas zu hoch befunden wurde, 
was zum Teil darauf zurückzuführen ist, daß das Gestein nicht mehr 
völlig frisch war. Die Plagioklase waren häufig getrübt und auch der 
Biotit zeigte Spuren beginnender Umwandlung. Das Gestein ist mit 
Tonerde übersättigt. Die Aufstellung einer Typenformel nach der von 
Ösann angegebenen Berechnung erfordert die Berücksichtigung des 
H-haltigen Glimmermoleküls. Die Berechnung der nachstehend ange- 


1) Verh. d. k. k geolog. Reichsanstalt 1898, pag. 143. 
a, Vel, Pichler, ]..c. pag. 258. 


52 Dr. W. Petrascheck. [6] 


gegebenen Molekularprozente auf die entsprechenden Atom- 
gruppen lehrt, was schon die mikroskopische Untersuchung zeigte, 
daß es sich um einen normalen Granitit handelt. 


305. 5 0 le 
AO ee 
F&0; 2. 
#60. EEE ER 
BE OD da 
100.2 2 m Be 
KO. walk heeee 
Na EINES 


Es könnten noch die aus Nordamerika in weiter Verbreitung 
bekannt gewordenen Granodiorite zum Vergleiche herangezogen werden. 
Doch ist die chemische Zusammensetzung dieser stets Hornblende 
führenden Gesteine deutlich verschieden. Nach den Mittelwerten, die 
Lindgren!) angibt, zu urteilen ist der S&O,- und Al, O,-Gehalt der 
Granodiorite beträchtlich geringer, während der CaO- und Na, O-Gehalt 
höher ist. 


Basische Ausscheidungen. 


Sehr verbreitet sind in dem Granitit basische Ausscheidungen. 
Sie werden schon von Pichler?) erwähnt und auch Grubenmann’) 
gedenkt ihrer bei Beschreibung des Tonalits vom Iffinger. In den 
Steinbrüchen von Grasstein wird man auf jeder mehrere Quadratmeter 
großen Gesteinsfläche einige derselben finden. Ihre Dimensionen 
schwanken in der Regel zwischen Nuß- und Kopfgröße. Nur nahe am 
Südrande in der Gegend von Franzensfeste und in den Steinbrüchen 
beim Obersee in der Brixener Klause beobachtete Teller, daß basische 
sowohl wie saure Schlieren größere Bestandmassen bilden können. Bei 
den kleineren herrschen rundliche Konturen vor, doch kommen auch 
eckige Umgrenzungen selbst mit einspringenden Winkeln vor, so daß 
man zunächst an Einschlüsse zu denken versucht ist, die aber nicht 
vorliegen. NT 

Der Struktur nach kann man sehr feinkörnige, fast dichte Aus- 
scheidungen von mittel- bis kleinkörnigen und endlich porphyrischen 
unterscheiden. 

Eine Art Übergang zu den basischen Ausscheidungen bilden 
mittelkörnige, dunkelgefärbte Schlieren mit porphyrischen Plagioklasen, 
die neben den größeren Biotitblättchen des Hauptgesteines noch wolken- 
artige oder gruppenförmige Anreicherungen winziger idiomorpher Biotit- 
blättchen aufweisen. Der Kalifeldspat (Mikroperthit) bildet größere 


!) Gold-quartz veins of Nevada City. Un. St. Geol. Surv. VII. Ann Rep. 
(Washington 1896), pag. 35. 

2) ]. €. pag.7259, 

1. €. page 345 und Tab 4, Fig. 2. 


[7] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 53 


poikilitische Körner, die von diesen Biotiten sowie kleinen Quarzen, 
auch Plagioklas erfüllt sind. Die Plagioklase stehen an der Grenze 
von Oligoklas und Andesin. 

Die Struktur der basischen Ausscheidungen ist die bei derartigen 
Bildungen gewöhnliche. In einer im Verhältnis zu den Einsprenglingen 
grobkörnigen, hypidiomorphen, aus Quarz und Orthoklas bestehenden 
Grundmasse liegen zahlreiche kleine automorphe Biotit- und Plagioklas- 
kriställchen. Oft erkennt man die bis mehr als 1/, cm großen poikilitisch 
struierten Orthoklase schon mit unbewaffnetem Auge an ihren ein- 
spiegelnden Spaltflächen, die aber erfüllt sind von den winzigen Ein- 
sprenglingen. Ein Strukturbild einer basischen Konkretion aus dem 
Tonalit des Iffinger hat Grubenmann gegeben !). 


Die Mineralkomponenten der Ausscheidungen sind in der Haupt- 
sache dieselben wie im Hauptgesteine. Nur in der Gegend von Franzens- 
feste fand Teller Schlieren, die unten besprochen werden sollen, 
da sie wegen des Gehaltes an Diopsid eine Sonderstellung einnehmen. 
Im übrigen zerfallen die Ausscheidungen nach ihrem Gehalte an 
ÖOrthoklas in zwei Gruppen, die aber nicht ganz scharf auseinander- 
zuhalten sind. Der einen fehlt der Kalifeldspat ganz oder fast ganz, 
in der zweiten ist er reichlich entwickelt. In letzterer stellt sich dann 
auch grüne Hornblende ein, die im Hauptgesteine nicht vorhanden 
war. Alle diese Ausscheidungen führen braunen Orthit verhältnis- 
mäßig häufiger als das Hauptgestein. Gern ist er mit Epidot ver- 
wachsen. Auch Apatit ist sehr verbreitet. Wiederum liegt er mit Vor- 
liebe im Biotit. Bei einem sehr feinkörnigen Einschluß fanden sich 
feinste, fast mikrolithenähnliche Apatitnädelchen in Menge in der 
Grundmasse verstreut. 


Hinsichtlich der Größe der Bestandteile sind bedeutende Schwan- 
kungen zu konstatieren. Es gibt Gesteine, die noch als mittelkörnig, 
und solche, die bereits als dicht zu gelten haben. Die Schwankungen 
machen sich sowohl an den idiomorphen Einsprenglingen wie an den 
Bestandteilen der Grundmasse bemerkbar. Werden erstere klein, so 
sind auch die Körner der letzteren kleiner. In dem feinkörnigsten 
Einschluß beträgt die Dicke der Plagioklastafeln im Durchschnitt 
0:02 mm und der Durchmesser an Biotitblättchen 0:053—0°06 mm. In 
anderen, die aber noch nicht die gröbsten sind, steigen die Dimen- 
sionen fast auf das Zehnfache. Namentlich am Biotit bemerkt man, 
daß seine Blättchen um so schärfer umgrenzt sind, je kleiner sie sind. 
An den kleinsten Körnern des feinkörnigsten Gesteines beobachtet man 
gar nicht selten, und zwar besonders dort, wo sie im Quarz liegen, 
rundlich eiförmige Umrisse, wie man sie aus Kontaktgesteinen kennt. 
Auch das Mengenverhältnis zwischen Einsprenglingen und Grundmasse 
ist ein verschiedenes. Während in den einen beide ziemlich im Gleich- 
gewicht sind, treten erstere in anderen merklich zurück. Besonders 
merkwürdig ist die auffallende Abnahme an Plagioklaseinsprenglingen 
in den großen, oft schon mit bloßem Auge wahrnehmbaren Ortho- 
klasen, während die Biotite darin nicht spärlicher werden. 


DANERaNFien 2. 


54 Dr. W. Petrascheck. [8] 


Orthoklasfreie und -arme basische Ausscheidungen. 


Diese sind entschieden seltener. Die Grundmasse wird von 
Quarz gebildet, in dem nur ganz vereinzelt wasserklarer Orthoklas 
auftritt. Biotit und Plagioklas störten sich oft im Wachstum und liegen 
nicht in isolierten Körpern in der Grundmasse eingebettet. Zonen- 
struktur ist am Plagioklas sehr gut und regelmäßig ausgebildet. 
Schnitte senkrecht zu M und P ergaben 


in: der Hülle tar ala MA a2 ir 
in der Außenzone . . . 12% d. i. 31%, An 
in einem anderen Falle 
Hülle, a Ha. Fe Be 
Außenzone 1.2 30% somBrkilid 2130 AR 
in einem dritten Falle 
| Kern; ar ee er 
Hülle. 2.2 .1E07..20 MEER 
Zoneste NUMERO TR Ze A 


Myrmekitsäume kommen, da es an ÖOrthoklas fehlt, nicht vor. 
Bei den Plagioklasen handelt es sich also um Andesine, deren Kern 
noch Labrador sein kann und die in der Außenzone Oligoklase sind. 
Hieraus folgt, daß im Vergleiche zu den Plagioklasen des Haupt- 
gesteines diejenigen der basischen Ausscheidungen nicht eigentlich 
basischer sind. Es fehlen ihnen nur die äußeren Zonen, die sich dort 
durch weitere Fortwachsung noch gebildet haben. Sie stellen gewisser- 
maßen auf einer älteren Entwicklungsphase stehen gebliebene Indi- 
viduen dar. 

Die Mengenverhältnisse der Gesteinsbildner ergeben sich aus einer 
nach der Methode Rosiwal vorgenommenen Vermessung wie folgt: 


Prozent 
Quarzdr ze ran: 2A 
Plagi0klas.ı? 2... Aura 
Bioliiamam: Shanlfr22 
Hornblendde . . . 1 


Das Anschwellen der Plagioklas- und Biotitmenge ist also im 
Vergleiche zum normalen Granitit sehr bedeutend. 


Als Gestein für sich betrachtet, würden derartige basische Aus- 
scheidungen noch als Quarzglimmerdiorite zu bezeichnen sein. 


OÖrthoklasführende basische Ausscheidungen. 


Die Mengenverhältnisse der ‘beiden Komponenten der Grund- 
masse sind verschieden. Es gibt Gesteine, in denen der Quarz in 
der Grundmasse überwiegt, während er bei anderen: zwischen großen 
Orthoklasen verhältnismäßig kleine Körner bildet. Außer *Orthoklas, 
der in frischen Stücken ganz klar ist, findet sich auch noch, und zwar 


[9] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 55 


vorwiegend, Mikroperthit. Sein Habitus ist derselbe wie im Haupt- 
gesteine, wie dort weist er neben den perthitischen Spindeln noch 
ganz feine Lamellen auf. Orthoklas und Mikroperthit können in einem 
Gesteine nebeneinander vorkommen. 

Für die Plagioklase wurden in verschiedenen Ausscheidungen 
einigermaßen auseinandergehende Werte gefunden. Die basischeste 
hatte ein durch ziemlich große Biotite mittelkörniges Gestein, dessen 
Grundmasse vorwiegend aus Quarz bestand. Die gedrungen leisten- 
förmigen Durchschnitte der Plagioklase wiesen sehr gute Zonen- 
struktur auf. Bei zwei zu M und P senkrechten Durchschnitten 
löschte der 

Kern bei 35°5° aus, d. i. 650), An 


die Hülle des einen 
bei 23°, d. i. 43%), An 


die des anderen ging bis 
209 70.70 290 An 


Eine ebenfalls noch quarzreiche Ausscheidung, von der Teller 
am Bahndamme bei Franzensfeste große Blöcke fand, die aber auch 
große, einspiegelnde Orthoklase enthielt, besaß größere Plagioklas- 
kristalle als obige. An denselben maß ich an zu M und P senkrechten 
Schnitten an drei Individuen 


im Kern 225°, d. i. 45%), An 
die Außenzone ging bei einem bis auf 
10 4. 19299, An 


bei einem anderen auf 
7 a0. 1. 220, An 


herab, während der Myrmekitsaum 


— 89, d. i. 10%), An 
zeigte. 

Bei einer an Mikroperthit reichen basischen Ausscheidung zeigte 
ein Karlsbader Doppelzwilling konjugierte Auslöschungsschiefen, die 
nach den Tabellen von Michel Levy auf einen Anorthitgehalt 
von 50—60°/, im Kern schließen ließen, während die Hülle etwa 
40°), An besaß. 

In einem anderen Gesteine zeigten Durchschnitte senkrecht zu 
M und P 

Imnen®ans ..... „o000..d 41,030, An 
AUbERSE alıdzs 2m 0:00, d..1,, 280, AR 


Innerhalb der hier angegebenen Zahlen bewegen sich noch einige 
andere Messungen, die an derartigen basischen Ausscheidungen vor- 
genommen wurden. Es handelt sich sonach um Plagioklase, deren 
Kerne Labradore sind, deren Hüllen zum Andesin gehören und die 
nach außen in Oligoklase übergehen. Im Kern sind sie also etwas 
basischer als diejenigen des Hauptgesteines. Anderseits sind die albit- 
reicheren Teile, die Außenzonen, weniger breit entwickelt, vielleicht 


56 Dr. W. Petrascheck. [10] 


auch etwas basischer. Endlich ist aber beim Vergleiche zu berück- 
sichtigen, daß in den viel feinkörniger ausgebildeten basischen Aus- 
scheidungen die Wahrscheinlichkeit, im Dünnschliff den Kern der 
Plagioklase zu treffen, bedeutend. größer ist als bei dem grobkörnigen 
Hauptgesteine. Darum konnte auch bei den Ausscheidungen eine weit 
größere Anzahl von Plagioklasdurchschnitten zur Prüfung gelangen. 
Bemerkenswert ist, daß man in dem normalen Granitit häufig Durch- 
schnitte mit einem Kerngerüste trifft, bei dem also die basischen 
Plagioklase durch nachträgliche magmatische Umwandlungen wieder 
teilweise zerstört wurden. Derartige Kerngerüste fehlen den Plagio- 
klasen mancher basischer Ausscheidungen völlig. 

Myrmekitist in den Ausscheidungen recht verbreitet und tritt 
sowohl in Säumen wie in Zapfen auf, die im Verhältnis zu den Plagio- 
klasen, an denen sie haften, oft recht groß sind. Die Quarzstengel 
derselben sind manchmal sehr zart und dünn, manchmal ziemlich 
kräftig. Quarzfreie Säume sind häufig vorhanden, öfters sind nur diese 
entwickelt, der eigentliche Myrmekit fehlt also. Die strenge Ab- 
hängigkeit vom Kalifeldspat ist auch hier vorhanden. Ofter als in 
dem Hauptgesteine kann man aber die Wahrnehmung machen, daß 
ein Plagioklas im Orthoklas liegt, ohne daß es zur Ausbildung von 
Myrmekit kommt. Ist jedoch der Kalifeldspat ein Mikroperthit, so 
ist Myrmekit immer vorhanden. 

Die kleinen, gut begrenzten Biotitblättchen zeigen sehr 
kräftigen Pleochroismus, a lichtgelb, c dunkel schwarzbraun. Die 
Doppelbrechung ist nach Messung mit dem Babinet Y—x = 0'050, 
also so wie im normalen Granitit. 

Hornblende ist in diesen Ausscheidungen sehr verbreitet. 
Sie tritt meist in einzelnen gedrungenen, in der Prismenzone scharf 
ausgebildeten Kriställchen oder in Nestern angehäuft auf. In letzteren 
ist sie gern mit Biotit verwachsen. In einem Schnitte angenähert 
parallel 010 war die Auslöschungsschiefe c:c = 18%. Die Doppel- 
brechung y—a wurde mit dem Babinet zu 0'023 gemessen. Der 
Pleochroismus ist kräftig, a sehr licht gelblichgrün, b dunkel bräunlich- 
grün, c dunkelgrün. 

Die Vermessungen einer Probe gab nachfolgende prozentuelle 
Verteilung der Mineralkomponenten: 


Quarz 272.20 
Ortheklas.,. 2... „18 
Plagioklas . . . . 44 
Bios 2 n,22.07312 
Hornplende> 2. TR 


Als Gestein für sich betrachtet, würden diese basischen Aus- 
scheidungen den Tonaliten am nächsten kommen, haben aber für 
diese einen ziemlich hohen Gehalt an Kalifeldspat aufzuweisen. 


Diopsidhaltige basische Ausscheidungen. 


Eine ganz isolierte Stellung nehmen Diopsid führende basische 
Ausscheidungen ein. Teller fand dieselben in mächtigen Gangschlieren 


[11] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 57 


bei Franzensfeste. Der Diopsid bildet kleine iodiomorphe Kristalle. 
Außerdem ist noch grüne Hornblende und brauner Biotit vorhanden. 
Die Körner des Plagioklases haben ebenfalls idiomorphe Gestalt und 
gute Zonenstruktur. Schnitte, die zu M und P senkrecht waren, er- 
gaben: 

im Kern 37°, d. i. 68%), An 

in der Außenzone 14°, d. i. 330), An 


bei einem anderen Durchschnitte 
im Kern 42°, d. i. 90—100°), An 
in der Hülle 22°, d. i. 42%), An 


Da sich die Kurve der Auslöschungsschiefen in Schnitten senk- 
recht zu M und P bei sehr basischen Plagioklasen nur wenig ändert, 
sind Messungen in diesem Gebiete zur genaueren Bestimmung nicht 
verwendbar. Es ließ sich jedoch an Kernen mit großer Auslöschungs- 
schiefe feststellen, daß sie optisch positiv sind, woraus hervorgeht, 
daß noch Labradore vorliegen, die in den Außenzonen nur bis auf 
sehr basische Oligoklase heruntergehen. 

Die Grundmasse, welche die Zwischenräume erfüllt, besteht aus 
Quarz und Oligoklas, die häufig mikropegmatische Verwachsung zeigen. 

Wegen seines Diopsidgehaltes und der basischen Plagioklase möchte 
man das Gestein dieser Ausscheidungen mit Monzonit vergleichen, mit 
dem es auch gewisse strukturelle Eigentümlichkeiten gemein hat. Der 
bedeutende Quarzgehalt jedoch zeigt an, daß wir es hier mit einem 
anderen Gesteinstypus zu tun haben. 


Nicht selten, an feinkörnig bis dichten Ausscheidungen deutlicher 
als an mittelkörnigen, beobachtet man, daß die dunkle Masse der Aus- 
scheidungvoneinem hellen Saume umgeben wird, dem der 
Biotit völlig oder fast völlig fehlt. Betrachtet man den Rand der Aus- 
scheidungen unter dem Mikroskop, so bemerkt man, daß er lediglich 
durch das Aufhören der kleinen idiomorphen Einsprenglinge gebildet 
wird. Die Quarze und ÖOrthoklase, die die Grundmasse bilden, hören 
nicht mit dem Rande der Ausscheidung auf, sondern setzen sich noch 
in das umgebende Gestein von normalem Gefüge oder in den hellen 
Saum hinein fort. Auch ist die Konstitution der Plagioklase dieser 
biotitfreien Säume dieselbe wie diejenige der Plagioklase des Haupt- 
gesteines. Endlich sind die Mikropertithe in der umgebenden Gesteins- 
masse ebenso ausgebildet wie in den Ausscheidungen. Deutet die 
Verwachsung der Grundmasse der Ausscheidungen mit dem Haupt- 
gesteine darauf hin, daß erstere ein integrierender Bestandteil des 
letzteren sind, so geht weiters aus dem Vorhandensein eines biotit- 
freien oder biotitarmen Saumes hervor, daß Spaltungsvorgänge an der 
Bildung der Ausscheidungen beteiligt sind und diese nicht etwa nur 
mechanische Anhäufungen der ersten Kristallisationsprodukte sind. Das 
Auftreten von Hornblende, die in dem umgebenden Gesteine fehlt, 
weist auf ein an CaO reicheres Magma hin, das sich auch in den 
anorthitreicheren Feldspaten äußert. Auffällig ist dabei, daß die 
Plagioklase des unmittelbar an die Ausscheidungen angrenzenden Ge- 

Jahrbuch d.k.k, geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (W. Petrascheck.) 8 


58 Dr. W. Petrascheck. [1 2] 


steines auf keine Verminderung des Kalkgehaltes im Vergleiche zu der 
übrigen Gesteinsmasse schließen lassen, denn es wurden, wie erwähnt, 
in hellen Säumen dieselben Werte aufgefunden wie in dem angrenzenden 
Hauptgesteine. 


Tonalitgneis. 


Ähnliche Wege wie in den basischen Ausscheidungen schlug die 
Differentiation bei der Bildung der basischen Randfazies, dem Tonalit- 
gneis ein, der, wie Teller gezeigt hat, die Masse im Norden mantel- 
artig umgibt. Im Anstehenden zeigen die Gesteine deutliche Schieferung, 
die im Handstücke manchmal verloren geht. Die Gesamtfarbe ist wegen 
des größeren Reichtums an Biotit und der oft vorherrschenden Hornblende 
dunkler. Die letztere ist in größeren Individuen ausgebildet als der 
Plagioklas, ihre Säulen erreichen zuweilen 1 cm Länge und 0°5 cm 
Dicke. An ihnen bemerkt man oft schon mit unbewaffnetem Auge die 
Spuren des Gebirgsdruckes, der die Parallelstruktur des Gesteines 
erzeugt hat, denn sie sind zerbrochen. Es zeigt sich ferner, daß Quarz 
und Feldspate zu schweifartigen und linsenförmigen Körpern ausge- 
zogen sind, sowie daß Häute von Biotit und Hornblende Augen von 
Plagiogklas umgeben. Wie schon der bloße Augenschein lehrt, so ent- 
hüllt auch das Mikroskop das Bild reinster Kataklasstruktur ganz 
ebenso wie es von Salomon!) an dem Tonalitgneis des Adamello 
beobachtet wurde. Es wurde schon von Becke?) hervorgehoben, daß 
reine Druckschieferung unter Erhaltung des ursprüng- 
lichen Mineralbeständes diese Gesteine im Gegensatz zu den 
kristallisationsschiefrigen Tonalitgneisen der Tauern auszeichnet. An- 
deutungen dieser letzteren finden sich nur in einem eigentümlichen 
Tonalitgneis mit porphyrischen Plagioklasen vom Rabenstein, der später 
behandelt werden wird. 

Wie immer in derartigen dynamometamorph veränderten Ge- 
steinen trifft man auch hier sehr verschiedene Pressungsgrade neben- 
einander. Es lehren das die Aufschlüsse südlich von Mauls ebenso 
wie der mikroskopische Befund der Belegstücke von anderen Lokali- 
täten. Steigert sich die Pressung in einzelnen Gesteinen (vom Nockbach 
bei Mauls) so weit, daß Mylonite zustandekommen, die aus einem durch 
das Mikroskop nicht mehr auflösbaren feinen Zerreibsel, in dem ein- 
zelne etwas größere eckige oder gerundete Quarz- und Feldspatsplitter 
liegen (vgl. Taf. IV, Fig. 5), so zeigen andere nur eine geringere Zer- 
trümmerung und beginnende randliche Kataklase. 

Hornblende, Plagioklas, Quarz und Biotit sind die Hauptgemeng- 
teile, deren Mengenverhältnisse beträchtlichen Schwankungen unter- 
liegen. Als Nebengemengteile treten Epidot, Zoisit, Chlorit und Eisen- 
glanz, ferner Orthit, Apatit, Titanit und Zirkon auf. Erstere sind 
Neubildungen, letztere akzessorische Gemengteile. 

Die Plagioklase zeigen gute Zonenstruktur, außerdem sind 
sie häufig, doch nicht in allen Gesteinen von feinen Adern mit geringer 


!) Neue Beobachtungen aus den Gebieten der Cima d’ Asta. Ts chermaks 
Mitt. 12 (1891), pag. 411. 
2 ?) IX. Intern. Geologenkongreß. Führer VIII, pag. 41, 


[13] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 59 


Lichtbrechung durchzogen, deren Zugehörigkeit zum Albit sich er- 
weisen ließ, ganz ebenso wie dies Becke!) bei den Plagioklasen im 
Tonalit des Rieserferner beobachtet hat. Über die Beschaffenheit der 
Plagioklase geben folgende Messungen Aufschluß: 


Schnitt senkrecht zu M und P 
mem N. 3a iA 
Elallen un: sn y28rd, 1. DO AN 


Dieser letztere Wert oder ganz nahe an demselben liegende 
wurden in sehr zahlreichen Durchschnitten verschiedener Handstücke 
gefunden. Der optische Charakter dieser Plagioklase ist positiv. 

Ein Karlsbader Doppelzwilling, von dem ein Individuum (1) zu 
M und P senkrecht getroffen war, gab unter Anwendung der Tafeln 
von Michel Levy folgende Resultate: 


1. 2, 
Kerns. 41'5° 249, °d. 1. ca. 80% An 


Hülle. . . 2850 220, d.i. ca. 490), An 


Noch basischer war der Kern des Plagioklases eines südlich von 
Mauls geschlagenen Gesteines, das eine Hornblende von ziemlich lichter 
Färbung und 16° Auslöschungsschiefe besitzt. Hierselbst maß ich 
bei einem Karlsbader Doppelzwilling von dem ebenfalls ein Individuum 
(1) zu M und P senkrecht getroffen war: 


Ir 2. 
Bern 7, ,0"430 a0 dr, 230, An 
Lanllen 0. '1.,.7290 19°, d. i. 40—50°/, An 


Bis zu welchen Werten der Anorthitgehalt in den Außenzonen 
herabgegangen sein mag, darüber konnte kein Aufschluß erhalten 
werden. Zum Teil mögen die äußeren Partien der Kristalle der 
Mörteistruktur zum Opfer gefallen sein. Nur in einem Gesteine, das 
neben Hornbleude viel primären Biotit enthielt, wurde außer Plagio- 
klasen, die an der Grenze von Labrador und Andesin standen, ein 
Durchschnitt gefunden, der zu M und 7° senkrecht getroffen war 
und eine Auslöschungsschiefe von 


180, d. i. 370), An 


gab. Wie die Messungen lehren, ist also Labrador der 
herrschende Feldspat, im Kern aber ist er wesentlich 
basischer (meist Bytownit). Auch die Plagioklase eines orthoklas- 
führenden Tonalitgneises vom Nockbache sind ebensolche Labradore 
von 50°/, Anorthitgehalt. Myrmekit fehlt allen den Gesteinen, mit 
Ausnahme des zuletzt erwähnten, in dem einige Reste gefunden 
wurden. 


Delee.pa2.2392: 
8*+ 


60 Dr. W. Petrascheck. 14] 


Daß die Plagioklase von einem sehr feinen Albitgeäder durch- 
zogen werden, wurde schon erwähnt. Die Bestimmung des Albits erfolgte 
durch Vergleich der Lichtbrechung nach der von Becke angegebenen 
Methode. Die Albitadern kommen nicht überall in gleicher Stärke zur 
Entwicklung, manchen Gesteinen fehlen sie, was nicht bloß mit der 
stärkeren oder geringeren Pressung, die das Gestein erfahren hat, in 
Verbindung zu bringen ist. Man kann beobachten, daß die Adern sich 
zuweilen aus dem Plagioklas in angrenzenden Quarz oder Hornblende 
hinein fortsetzen. Anderseits kommt es vor, daß in Plagioklaskörnern 
mit klaffenden, von zerträmmertem Quarz erfüllten Rissen die Albit- 
adern durch den Quarz abgeschnitten werden, um sich jenseits der 
Spalte wieder fortzusetzen. Die einen Adern sind somit jünger, die 
anderen älter als die Zertrümmerung. Es ist demnach wahrscheinlich, 
daß ihre Bildung zu gleicher Zeit mit der Pressung erfolgte. 

Die Hornblende zeigt oft in schönster Ausbildung die Croßsche 
Streifung. Der Pleochroismus ist kräftig, a gelblichgrün, b dunkelgrün, 
c blaugrün. Die Auslöschungsschiefe in Schnitten parallel der Achsen- 
ebene ist 14°, die Doppelbrechung y—x = 0'021. Der Achsenwinkel 
wurde zu 2/7 = 70° gemessen. Ähnliche niedrige Werte fand Becke 
am Adamellotonalit und am Tonalit des Rieserferner. In einem ungemein 
hornblendereichen, südlich von Mauls anstehenden Gestein wurde die 
Auslöschungsschiefe zu 15%, y—ax = 0'021, 2 V = 68° gemessen. Die 
Farben der Hornblende waren etwas lichter. In anderen Handstücken 
wurden noch Auslöschungsschiefen von c:c = 13° und 16° beobachtet. 

Von dem Biotit ist ein Teil unzweifelhaft sekundär 
aus Hornblende hervorgegangen, während ein anderer 
Teil primär ist. Das erstere geht daraus hervor, daß der Biotit 
oft dort mit Hornblende verwachsen ist, wo diese starker Pressung 
ausgesetzt war. Am deutlichsten erkennt man es (vgl. Fig. 2, Taf. IV) 
an großen Hornblenden, die quer durchgebrochen wurden, da in der 
Bruchzone die Hornblende in Biotit umgewandelt worden ist. Bei dem 
primären Biotit ist, wie Einschlüsse von Biotit in Hornblende beweisen, 
jener älter als dieser. Die Farben des Biotits sind nicht sehr intensiv, 
a lichtgelblich, c kräftig braun. Mit dem Babinet wurde y—x« als 
zwischen 0'040 und 0'047 liegend bestimmt. 

Die häufigsten Neubildungen sind Epidot und Chlorit. Ersterer 
ist lichtgelblich und optisch positiv. Er bildet unregelmäßige Körner 
in der Nähe von Hornblenden und in Zonen gesteigerter Pressung. 
Auch Risse in der Hornblende sind zuweilen von Epidot erfüllt. Gern 
umwächst er die nicht selten vorkommenden Orthite. Chlorit ist aus 
Hornblende und aus Biotit hervorgegangen. Oft kann man beobachten, 
daß Biotit in Chlorit von anormaler Doppelbrechung übergeht. Ebenso 
wie der Epidot liegt auch der Chlorit gern in den Strähnen stark 
zerdrückter Mineralkörner, in denen außerdem oft die Biotitblätter, 
soweit sie nicht zerrieben wurden, zusammengeschoben sind. In diesen 
Strähnen finden sich häufig opake, nur im stärksten Lichte durch- 
scheinende, dünne, oft scharf sechsseitige Blättchen, die in der 
Richtung der Schieferung eingelagert sind. Es ist Eisenglanz, der 
sich mit kochender Salzsäure auflösen läßt. Bemerkenswert sind 
ziemlich große Apatitkörner, die ebenfalls in den Trümmersträhnen 


[15] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen, 61 


liegen. Es scheint, als sei der Apatit dem Gebirgsdrucke gegenüber 
ziemlich widerstandsfähig. 


Im übrigen ist das Bild dieser kataklastischen Gesteine das 
bekannte und vielfach beschriebene. Zeigte der Quarz schon in dem 
normalen Gesteine oft undulöse Auslöschung und die bekannte Felder- 
teilung durch in der c-Achse liegende Risse, so ist er hier völlig deformiert 
und zerdrückt. Als eine plastisch gewordene Masse drängte sich sein 
Pulver in die Risse, die im Feldspat und der Hornblende entstanden, 
wovon unsere Fig. 4 ein Bild gibt. Wie immer ist die Zertrümmerung 
des Plagioklases eine viel geringere, oft nur eine randliche, während 
der Quarz völlig deformiert wurde. Noch widerstandsfähiger gegen 
den Druck erweist sich die Hornblende, von der die relativ größten 
Körner erhalten geblieben sind. Gern folgen die Sprünge in ihr der 
Spaltbarkeit, noch öfter aber bemerkt man, daß ihre langen Prismen 
ein oder mehreremal quer durchgebrochen sind. Undulöse Aus- 
löschung oder Zerfall in Felder von um ein geringes verschiedener 
Auslöschung ist an den Hornblenden der stark gepreßten Gesteine 
die Regel. Neubildungen liegen meist in den Strähnen stark zerriebenen 
Gesteinmaterials oder sie erfüllen klaffende Sprünge in einzelnen Mineral- 
körnern. Auch die Beobachtung, daß verschiedene Minerale verschieden 
stark von der Pressung beeinflußt werden, daß der Quarz viel leichter 
zerdrückt wird als die Feldspate, ist häufig gemacht worden, letzteres 
sogar die Regel, trotzdem die Druckfestigkeiten von Quarz und 
ÖOrthoklas, wie Rinne!) gezeigt hat, eher das Gegenteil vermuten 
ließen. Man darf deshalb wohl annehmen, daß die Verhältnisse bei 
dem die Kataklasstruktur erzeugenden Gebirgsdrucke von denen des 
Experiments sehr verschieden waren. Sie müssen, sobald eine Lockerung 
des Mineralgefüges erfolgt war, denen des allseitigen Druckes viel 
näher kommen. Auch kann die Durchfeuchtung und die Erwärmung 
der gepreßten Masse nicht ohne Wirkung geblieben sein. Letztere 
kann auf die Kohäsionsverbältnisse modifizierend einwirken, beide 
zusammen im Vereine mit dem Drucke müssen von größtem Einfluß 
auf die Mineralneubildungen sein, die in unserem Gesteine eine sehr 
seringe Rolle spielen. Starker Druck war vorhanden, eine gewisse 
Erwärmung muß seine Folge sein. Von dem Grade der letzteren 
sowie von der Art der Durchfeuchtung dürfte die Menge und Art 
der Neubildungen beeinflußt sein. 


Über die chemischen Verhältnisse des Tonalitgneises gibt eine 
Analyse, die Herr Regierungsrat von John für mich auszuführen 
die Güte hatte, Auskunft. Das Gestein stammt von Mauls und ist 
vollkommen frisch, Hornblende und Biotit (letzterer überwiegt) treten 
gegen Quarz und Plagioklas stark zurück. In ihm wurde der oben 
erwähnte Plagioklas von nur 37°/, An-Gehalt gefunden, andere Durch- 
schnitte deuten auf an der Grenze von Andesin und Labrador stehende 
Plagioklase hin. Die Analyse ergab: 


!) Zentralbl. f. Mineralogie, 1902, pag. 262. 


62 Dr. W. Petrascheck. | [16] 


SO AEe 


TO; er AR 
20:8 SR EnRIN 0:43 
Al, Os re. 370 
Pe DATEN 96 
Be are 
Mn Os \\. Sram. Erd 
CO HE EEE 
MOSE El a Be 
KON an 
Nas (0) 3 5 : 2-28 


Glühverlust OT 
Summe . .... 10042 


In Molekularprozenten ausgedrückt ist die Zusammensetzung: 


be PB N 
ABO BE N 
Pie, 0, I TE 
OO ER 
OO MIDTEN TANRBRETES 
MOM el, DIRUEREGD 
KM Br 
NO ar a3 


Es handelt sich wieder wie bei dem oben behandelten Granitit 
um ein Gestein mit Tonerdeüberschuß. Nach der von Osann an- 
gegebenen Gruppierung läßt sich folgende Typenformel aufstellen, 
bei der die überschüssige Tonerde in Verbindung mit Wasserstoff als 
Glimmermolekül berechnet wurde: 


S66-6 ds (7 fa 


Bei der Betrachtung der chemischen Konstitution des Tonalit- 
gneises, insbesondere beimVergleiche mit ähnlichen, aber unveränderten 
Eruptivgesteinen sind die chemischen Umwandlungen zu berücksichtigen, 
die, wie Reinisch!) gezeigt hat, die mechanischen Umformungen 
zu begleiten pflegen. Nach Reinisch macht sich in kataklastisch 
deformierten Gesteinen eine Abnahme an S0,, CaO, Na, O und eine 
Zunahme an Al, 0,, FeO, Fe, OÖ, K,O und H,O bemerkbar. Für die 
Beurteilung der Größe dieser nachträglich im chemischen Bestande 
unseres Tonalitgneises eingetretenen Verschiebungen fehlt es an der 
nötigen Grundlage. Vielleicht darf man annehmen, daß sie nur 
unbedeutend war, da die Menge der Neubildungen eine verschwindende 
ist. Immerhin aber beeinträchtigt die Beobachtung Reinisch’ etwas 
den Wert obiger Typenformel wie der Analyse überhaupt, sobald es 
sich um einen Vergleich mit anderen tonalitischen Gesteinen handelt. 


!) Druckprodukte aus Lausitzer Biotitgranit und seinen Diabasgängen. 
Leipzig 1902. 


[17] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 63 


Eigenartige Ausbildung nimmt der Tonalitgneis zwischen Raben- 
stein und der Heißbodenalpe südwestlich vom Penser Joch an. Das 
beistehende Profil Tellers veranschaulicht die Verhältnisse dieses 
die Verbindung .des Iffinger mit der Brixener Masse herstellenden 
Gebirgsstückes. Über dem Tonalit des Iffinger Kernes liegt ein flaseriger 
feinkörniger Biotitgneis von graulichgrüner Farbe, aus dem kleine 
Feldspataugen hervorschimmern. Diese bestehen aus einem sauren 
Oligoklas von siebartiger Struktur. Runde und längliche, dann oft ge- 
krümmte Quarztropfen und Quarzkörner liegen in Menge in ihm. Sonst 
bemerkt man nur noch Quarz, dann Biotit, Chlorit von anormaler 
Doppelbrechung, Granat und Apatit. Es ist ein kristalliner Schiefer, 
der Spuren hochgradigen Gebirgsdruckes aufweist. Dieser ist an der 
Grenze gegen den Tonalitgneis der Eruptivmasse eingelagert. Auch 
aus der Fortsetzung des Tonalitzuges im Iffinger Gebiete erfahren wir 
durch Künzli!), daß „in dem randlichen Hornblendetonalitgneis 1—2 


Fig. 1. 


Weinsenb, Bl ( 
Hesokeden) enbac a 
Alpe 


50 Slacialterzanse NW 
von Negele 
Ay 
Raketen ” N 
= 52 
8% 1 
Profil von Rabenstein (nach Teller). 
1. Quarzphyllit mit Gangbildungen von Diahasporphyrit (y). — 2. Granit. — 
3. Gneiszug. — 4. Tonalitgneis. — 5. Bänderkalkzüge (z) mit dünnen Phyllitgneis- 
zwischenlagen. — 6. Granatführender Phyllitgneis. — 7. Wechsel von Glimmer- 


schiefer und Gneisen. 


meist wenige Meter mächtige Zonen von kristallinen Schiefern, in 
denselben Ausbildungsarten, wie sie etwas weiter außen den zusammen- 
hängenden Mantel aufbauen, eingelagert sind“. Spuren einer Kontakt- 
metamorphose konnten an diesen Biotitgneisen nicht gefunden werden. 
Es ist möglich, daß sie durch den Gebirgsdruck nachträglich verwischt 
wurden. Auch Künzli konnte nur in vereinzelten Fällen an derartigen 
Einlagerungen sowohl, wie an den Gesteinen des Mantels Erscheinungen 
der Kontaktmetamorphose nachweisen. 

Uber dem Biotitgneis folgt der Tonalitgneis, der hier einen ganz 
abweichenden Habitus hat. Es sind das grobkörnige feldspatreiche Ge- 
steine, die Teller wegen ihres Habitus Arkosegneise nannte 2). Ihr 


!) Die Kontaktzone um die Ulten-Iffingermasse. Tschermaks Mitt. 18 (1899), 


pag. 26 (Sep.). 
2) Verh. d. k. k. geol. Reichsanst. 1881, pag. 70. 


64 Dr. W. Petrascheck. [18] 


Hauptgemengteil sind bis !/, cm große zwillingsgestreifte Plagioklaskörner, 
die gute Zonenstruktur besitzen. Ein zu M und P senkrecht getroffener 
Schnitt ergab eine Auslöschungsschiefe von 22'5°%, was einem Andesin 
von 43°/, Anorthitgehalt entspricht. Undulöse Auslöschung, Biegungen 
der Lamellen und Risse, welche diese verschieben, geben einen Beweis 
von den Pressungen, denen diese großen Plagioklaskörner ausgesetzt 
waren. Neben Plagioklas ist auch etwas Orthoklas vorhanden. Zwischen 
den gerundeten Feldspatkörnern hindurch zwängt sich ein gänzlich 
zerdrücktes, vorwiegend aus Quarz bestehendes Gesteinsmaterial. Auch 
ganz zerriebener Biotit liegt in diesen Strähnen, daneben noch neu- 
gebildete kleine Körner von Epidot sowie Biotite, die nur schwache 
Biegungen aufweisen und zum Teil Neubildungen sein können. 

An der Basis dieser grobkörnigen Tonalitgneise bemerkte Teller 
eine scharf begrenzte Einlagerung eines dunklen amphibolitähnlichen 
Gesteines mit vielen porphyrisch hervortretenden, über zentimeter- 
großen, wohlumgrenzten, lichtbräunlichen Feldspatkristallen. Auch dies 
ist ein Tonalitgneis. Die Grundmasse desselben besteht aus Plagioklas, 
Quarz und grüner Hornblende. Die Hornblende zeigt vielfach aufs 
deutlichste beginnende Umwandlung in Biotit. Die dünnen Biotit- 
blättchen setzen gern längs der Spaltrisse der prismatischen Spalt- 
barkeit der Hornblende ein und sind in paralleler Stellung mit der 
Hornblende verwachsen, so daß also die Achsenebene des Biotits mit 
der Querfläche der Hornblende zusammenfällt. In geringer Menge ist 
Epidot vorhanden. Die kleinen Plagioklase zeigen Zonenstruktur. Bei 
einem zu M und P senkrechten Schnitt zeigten sich Auslöschungs- 
schiefen von 


38°. .innen, U. dr ne il. SO ZEN AR 
320 außen, d. 1. SR a 550%), An 


Es handelt sich somit um sehr basische zwischen Labrador und 
Bytownit stehende Plagioklase. Niemals zeigt sich an ihnen kristallo- 
graphische Begrenzung. Vielmehr bilden die Plagioklase und die kleinen 
undulösen Quarze ein gleichförmiges Mosaik. Nur die Hornblende 
besteht oft aus größeren Individuen, an denen man öfters noch deut- 
liche Bruchflächen bemerkt. Fein zerriebener Detritus fehlt, ebenso 
Zonen stärkerer Pressung. Es hat bereits eine Umkristalli- 
sierung stattgefunden, die an die Kristallisations- 
schieferung, die durch Becke!) ausden Tauern bekannt 
sewordenist, erinnert. 

In dieser Grundmasse liegen Einsprenglinge von Plagioklas mit 
scharfer kristallographischer Begrenzung. Diese sind in ihren äußeren 
Teilen sehr reich an Einschlüssen. Hauptsächlich sind es oft zonar 
angeordnete Quarztropfen und Stengel, die einigermaßen an den Myr- 
mekit erinnern, hierzu kommen in manchen Durchschnitten noch dünne 
Hornblendesäulen. An Periklinlamellen ergab Beckes Methode der 
Messung des Achsenaustrittes: 


im Ken ABr 11%, d.i. . . . 24%, An 
im Saum ABr 345%, d.i. . . . 360%), An 


!) Anzeiger der k. Akad. d. Wiss. Wien 1903, pag. 113. 


[19] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 65 


Es ist somit der Saum basischer als der Kern. Für letzteren 
konnte auch noch der Vergleich der Lichtbrechung mit Quarz durch- 
geführt werden. Es wurden bei 


Parallelstellung Kreuzstellung 
a<a, e<y' a<y,.<a’ 


Diese umgekehrte Zonenstruktur ist aber nicht die Folge regel- 
mäßigen und normalen Weiterwachsens, sondern es zeigt sich vielmehr, 
daß der Kern eine unregelmäßig korrodierte Oberfläche besitzt, auf 
die sich erst der einschlußreiche basischere Plagioklas aufgesezt hat. 
Die Entstehung dieses Tonalitgneises mit porphyrischen Plagioklasen 
muß also wesentlich anders gewesen sein, wie diejenige der oben be- 
handelten rein kataklastischen Tonalitgneise. Selbstverständlich ent- 
standen die porphyrischen Plagioklaseinsprenglinge erst nach der 
Pressung, wie die unversehrten Umrisse beweisen. Auch ist auf das 
deutlichste zu erkennen, daß die großen Kristalle, um sich Platz zu ver- 
schaffen, bei ihrem Wachstum die übrigen Gemengteile — namentlich 
die Hornblende zeigt das gut — zusammen und beiseite geschoben 
haben. 

Wie der mikroskopische Befund lehrt, kann man die aus Tonalit- 
gneisen gebildete Randfazies nicht als ein den basischen Ausscheidungen 
gleichendes Differentiationsprodukt auffassen. Bei diesen letzteren ist 
Orthoklas meist reichlich vorhanden, die Seltenheit ist, daß er fehlt; 
bei ersteren dagegen fehlt der Kalifeldspat in der Regel und nur in 
seltenen Ausnahmen sind geringe Mengen davon vorhanden. Die 
basische Randfazies ist, wie auch die Analyse zeigt, arm an Kali, 
während der Kaligehalt der meisten basischen Ausscheidungen dem- 
jenigen des Hauptgesteines nahe kommen dürfte. Beiden Differentiations- 
produkten ist dagegen die Anreicherung an Eisenmagnesiasilikaten, 
die ebenfalls in der Analyse deutlich zum Ausdrucke kommt, eigen- 
tümlich. 


Aplite und Pegmatite. 


Entgegengesetzte Wege schlug die Differentiation in den Apliten 
ein, von denen zahlreiche Gänge den Granitit der Eruptivmasse durch- 
schwärmen. Sie setzen auch noch, wie Löwl!) erkannte, im angrenzenden 
Phyllit auf. In diesen Apliten tritt Biotit nur in ganz verschwindender 
Menge auf. Quarz und Orthoklas sind die hauptsächlichsten Gesteins- 
bildner, doch ist auch Albit reichlich vorhanden. Die meisten Orthoklase 
weisen perthitische Flammung auf. Oft sind Zwillinge nach dem Bavenoer 
aber auch solche nach dem Manebacher Gesetze zu finden. Quarz und 
Orthoklas störten sich zuweilen im Wachstum, wobei es zu Ver- 
wachsungen kommt, die schon etwas an Pegmatitstruktur erinnern. 

Über die Natur des Plagioklases gab zunächst die Lichtbrechung 
im Vergleiche zum Quarz Auskunft. Diese war bei 


Parallelstellung Kreuzstellung 


Ve et De 


IE ec. page: 113. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft, (W. Petrascheck.) 9 


66 Dr. W. Petrascheck. [20] 


was einem Albit entspricht. Durch Bestimmung des Achsenaustrittes 
in einem Albitzwilling, ergab sich 


Im Kent ERS Br — 5 12007, AR 
in dr Hille . ABa«=20% di. 8°), An 


Es ist sonach nur der Kern ein saurer Oligoklas, die Hülle aber 
ein Albit. 

In einem etwa 2 cm breiten, im Vergleiche zum Aplit dichteren 
und biotitärmeren Salband aber, das an der Grenze gegen den Granit 
entwickelt ist, wächst die Basizität der Plagioklase. Hierselbst liegen, 
wie Schnitte, die zu M und P senkrecht waren, zeigten, Plagioklase 
von einem Anorthitgehalt von 30—400/,, also basische Oligoklase vor. 

Wesentlich anders ist die Struktur von sauren Schlieren, die 
neben basischen im Granit beim Obersee nächst Franzensfeste auf- 
setzen. In ihnen ist nur sehr wenig Plagioklas, der, wie durch seine 
Lichtbrechung festgestellt werden konnte, ein saurer Oligoklas ist, 
vorhanden. Das Gestein besteht hauptsächlich aus Quarz und neben 
diesem aus reichlichem Orthoklas, der vielfach perthitische Flammung 
aufweist. In einem Quarz-Orthoklasmosaik liegen große porphyrisch 
hervortretende, aber nicht einheitliche Quarze und Orthoklase. Randlich 
nehmen letztere rundliche Quarzkörner auf. 

Zu den sauren, an Bisilikaten armen Nachschüben gehören endlich 
noch die Pegmatite, die sowohl in großkristalliner wie in erst 
durch das Mikroskop auflösbarer Struktur vorkommen. Sie enthalten 
wenig Biotit in dünnen Blättern sowie etwas Turmalin. Auch hier 
herrschen Quarz und Orthoklas in der bekannten Verwachsung des 
Schriftgranits. Die wenigen Plagioklase sind sehr sauer. In Schnitten 
senkrecht zu M und P wurde 


in der Hauptmasse —8°, d. i. 8°), An 
in der Außenzone —14:5°, d. i. 1%/, An 


gefunden. Derartige Werte wurden wiederholt beobachtet. Breite, aber 
quarzarme Myrmekitsäume umgeben manche der Plagioklase. Uber 
die Natur seines Feldspats gibt folgende Messung Auskunft: 


Schnitt senkrecht zu M und P: 


Hauptmasse —8°, d. i. 8°), An 
Myrmekit —14°, d. i. 2%), An 


Im übrigen ist der Myrmekit in dem Pegmatit recht selten und 
kommt es oft vor, daß Plagioklas an Mikroperthit grenzt, ohne daß 
es zur Ausbildung von Myrmekitsäumen kommt. Auch die Perthit- 
spindeln gehören dem Albit an, denn sie löschen in Schnitten parallel 
010 unter +19° aus. 


Die vorstehenden Erörterungen behandeln den Haupttypus des 
die Brixener Masse bildenden Granitits sowie seine wichtigsten 
Spaltungsprodukte. Es sind damit aber noch nicht alle Gesteins- 
varietäten, die im Gebiete überhaupt auftreten, zur Abhandlung ge- 
kommen. 


[21] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 67 


Insbesondere muß darauf aufmerksam gemacht werden, daß 
westlich des Eisacktales in dem Granitit ein breiter Zug eines 
anderen Granits liegt, der reich ist an rötlichem Orthoklas und auch 
strukturell von dem oben geschilderten Granit etwas abweicht. Ebenso 
blieben dem Töllit ähnelnde Gesteine, die Teller bei Vintl nach- 
wies, unberücksichtigt. 


Kontaktgesteine. 


Daß am Südrande der Brixener Masse der Granitit in Primär- 
kontakt mit dem Phyllit steht, ging bereits aus den Schilderungen 
Pichlers!) über das Vorhandensein granitischer Intrusionen hervor. 
Dieselben wurden zwar von späteren Beobachtern nicht wieder auf- 
gefunden, doch bemerkte Löw] aplitische Gänge in den quarzitischen 
Schiefern. Nicht weniger beweisend ist das Vorhandensein eines 
schmalen Saumes kontaktmetamorpher Gesteine, den Teller erkannt 
und auf seiner Karte zur Darstellung gebracht hat, sowie ebenfalls 
von Teller aufgefundene Einschlüsse phyllitischer Gesteine im Granit. 

Quarzitische, feldspatreiche Gesteine treten längs des Südrandes 
mit der Eruptivmasse in Kontakt. Sie zeigen nur ganz geringe strukturelle 
Umänderungen. Hochgradig metamorph sind hingegen dünne bei Schabs 
von Becke in unmittelbarer Nähe des Granits aufgefundene Einlage- 
rungen, die aus einem ursprünglich vermutlich tonigem und deshalb 
der Umwandlung leichter zugänglichem Sedimente hervorgegangen 
sein mögen. 

Diese letzteren Gesteine, die wir wegen des Vorherrschens von 
Andalusit und Biotit als Andalusitglimmerfels bezeichnen wollen, 
haben dunkle, schokoladebraune Farbe. Große, quergestellte Biotit- 
blättehen geben ihnen ein kristallinisch körniges Aussehen, während 
quarzreiche Schmitzen noch einige Schichtung hervorbringen. Die 
Gesteine sind von außerordentlicher Frische. Es überwiegt in ihnen 
an Menge der Andalusit, neben ihm herrscht ein Biotit von lichter 
Farbe. Außerdem ist noch in geringer Menge Cordierit, Turmalin, 
Plagioklas, Spinell, Phlogopit und Orthit nachweisbar. Quarz ist in 
manchen Stücken reichlich vorhanden, kann aber auch ganz fehlen. 

Wo der Quarz auftritt, zeigt er die aus Kontaktgesteinen be- 
kannte Mosaikstruktur, die jedoch durch Einwirkung des Gebirgsdruckes 
etwas verwischt sein kann. Gewöhnlich ist er in dünnen Lamellen an- 
gereichert, die schon ursprünglich schwache Linsen gebildet haben 
dürften. 

Der Andalusit tritt in langen, bis 0'3 mm dicken Nadeln mit 
deutlich erkennbarer Spaltbarkeit in divergentstrahligen Büscheln oder 
in Haufwerken rundlicher und länglicher Körner, die sich dann namentlich 
durch ihre starke Lichtbrechung deutlich herausheben, auf. Sein Pleo- 
chroismus ist an den dickeren Kristallen noch erkennbar. Neben ihm 
tritt der Cordierit sehr zurück. Durch seine Zweiachsigkeit, den 
optischen Charakter, verhältnismäßig großen Achsenwinkel und Spuren 
von wolkiger Trübung ließ er sich erkennen. Der reichlich vorhandene 


SE. c.. pa0. 265. 
9* 


68 Dr. W. Petrascheck. [22] 


Biotit bildet entweder bis 4 mm große Blättchen oder aber Aggregate 
kleiner Schüppchen. Oft liegen Körnchen opalen Erzes in ihm. Er 
zeichnet sich durch recht lichte Färbung aus, a sehr lichtgelblich, fast 
farblos, c braun. Doch lassen sich zwei verschiedene Biotite unter- 
scheiden: lichtere, bei denen c dem braun 33g der Raddeschen Skala, 
und dunklere, bei denen c dem orange 4: entspricht. An letzterem wurde 
mit dem Babinet —a—= 0'050 bestimmt. Es wiesen 0:02 mm dicke, 
parallel zur Achsenebene getroffene Blättchen das Violett II auf. Der 
Achsenwinkel ist sehr klein. In äußerst geringer Menge treten außerdem 
noch kleine Schüppchen eines ganz farblosen Glimmers von ebenfalls 
kleinem Achsenwinkel auf. Bei ihm wurde y—a — 0:31 gemessen. Es 
dürfte sich demnach um Phlogopit handeln. An den allotriomorphen 
Plagioklaskörnern sind Zwillinge nach dem Periklingesetze häufig, 
doch kommen auch solche nach dem Albitgesetze vor. Zonenstruktur 
war in einem Falle angedeutet. Drei Schnitte, die nicht sehr gut 
senkrecht zu M und P getroffen waren, hatten Auslöschungsschiefen 
von 15°, 170, beziehungsweise 24°. Es liegen demnach Plagioklase der 
Andesingruppe vor. Der Turmalin hat sehr lichte, graulichgrüne 
Farbe und bildet scharfe, wohlausgebildete Kristallchen. Dagegen 
kommt der Apatit in rundlichen, rissigen Körnern vor, die zuweilen 
von Biotit durchwachsen sind und ein fast skelettähnliches Aussehen 
annehmen können. In nur geringer Menge findet man die kleinen, sehr 
liehtgrünlichen Körner des Spinells. 


Überaus reichlich und in zweierlei Ausbildung, sowohl als stark 
grüne als auch fast farblose Körner, tritt der Spinell in einem sonst 
ähnlich zusammengesetzten Einschluß auf, den Teller in dem 
sroßen Steinbruche bei der Brixener Klause fand. Ganz das nämliche 
Verhalten konstatierte Salomon!) an Einschlüssen im Tonalit des 
Adamello. Im übrigen ist das Gestein des Einschlusses dem vorher- 
beschriebenen durchaus ähnlich. Biotit, ebenfalls von lichter Farbe, 
ist reichlich vorhanden und reichert sich in umkristallisierten Nestern 
und Schmitzen an. Quarz ist in großer Menge, Plagioklas nur in 
einigen Körnern zu bemerken. Eines derselben, zu M und P senk- 
recht getroffen, löschte unter 31° aus, gehört also bereits einem Labrador 
an. Andalusit ist neben Biotit der Hauptgemengteil. Salomon be- 
obachtete bei seinen Einschlüssen, daß an manchen Präparaten eine 
scharfe Grenze zwischen Tonalit und dem Kontaktfels nicht vorhanden 
ist. Bei unserem Stücke ist der Andalusitglimmerfels des Einschlusses 
von einem etwa 0'4 mm breiten Saume umgeben, der aus den Bestand- 
teilen des Granits besteht: Quarz und Plagioklas aber in isometrischen, 
sehr viel kleineren Körnern, Biotit in winzigen Schüppchen. Man wird 
den Saum als eine endogene Kontaktbildung auffassen müssen. 


Im Gegensatz zu den soeben beschriebenen Gesteinen sind die 
Quarzlagenphyllite, die die Hauptmasse des an den Granit 
grenzenden Schiefergesteines bilden, für eine Umwandlung durch Eruptiv- 
kontakt wenig geeignet. Zwischen Schabs und Aicha steht mit dem 


') Zeitschrift d. deutschen geolog. Gesellsch. 42 (1890), pag. 493. 


[23] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen, 69 


Andalusitglimmerfels ein Quarzit an, der durch Quarzlagen feinlamellare 
Struktur erhält. Graulichgrüne, chloritische. und serizitische Streifen 
geben ihnen deutliche Schichtung. Das Mikroskop enthüllt keinerlei 
Kontaktstruktur. Die Quarze sind undulös, an den Rändern verzahnt. 
Sonst bemerkt man noch reichlich Zirkon, etwas Magnetit, Turmalin 
und Apatit. Die Schichtung erzeugen dünne Muscovitblättehen, die mit 
Epidot und etwas Chlorit vergesellschaftet sind. Das Fehlen jedweder 
Kontakterscheinungen innerhalb eines Kontakthofes ist ja selbst an 
hierzu befähigten Gesteinen schon oft beobachtet worden und ist an 
derartigen Quarzitschiefern nicht verwunderlich. 

Andere Quarzite, die sehr reich an lichtrötlichem Feldspat sind 
und entweder massige oder lamellare Struktur besitzen, bilden nach 
den Aufzeichnungen Tellers an der gegen Bergler gerichteten Ab- 
dachung der Schulzspitz eine wahrscheinlich im Granitit nahe dessen 
Rande schwimmende Scholle. Diese Gesteine zeigen deutliche Spuren 
der Kontaktmetamorphose, indem der Quarz die aus Kontaktgesteinen 
bekannte mosaikähnliche Felderteilung angenommen hat. In ihm liegen 
vereinzelte eiförmige Biotitscheibchen. Die mit Quarz fast in gleicher 
Menge vorhandenen Feldspate (vorwiegend Orthoklas, nur wenig 
Plagioklas) sind auch strukturell unverändert geblieben. Aggregate 
kleiner Muscovitschüppchen machen den Eindruck, als ob sie aus einem 
Kontaktmineral hervorgegangen sein könnten, doch ist solches nicht 
mehr nachweisbar. Ähnliche feldspatreiche, aber sehrfeinkörnige Quarzite 
kommen als Einschlüsse in den diopsidhaltigen, basischen Schlieren 
von Franzensfeste vor. Hierin erkennt man schon mit bloßem Auge 
den Cordierit, das Mikroskop zeigt, daß diese Einschlüsse aber auch 
noch reich sowohl an tief dunkelgrünem als auch an ganz blaß grünem 
Spinell sind. Als färbender Gemengteil sind kleine, meist lappige 
Biotitschuppen reichlich vorhanden. Auch hier zeigt sich also 
wieder, daß Einschlüsse der metamorphosierenden 
Agenzien in erhöhtem Maße zugänglich sind. 


Am Nordrande der Masse, in der Gegend von Mauls, fehlt 
es völlig an kontaktmetamorphen Gesteinen. Kalkgrauwacken mit 
auffallend viel Titaneisen und Turmalin sowie kleinen Rutil- und 
Apatitnädelchen stehen hier an. Darin sind Einlagerungen eines kohl- 
schwarzen, von Harnischen und Druckflächen ganz durchzogenen eisen- 
kieshaltigen Gesteines, das einer mikroskopischen Untersuchung nicht 
zugänglich ist. Zwischen der Eruptivmasse und diesen Gesteinen, auf 
die sehr bald der Dactyloperenkalk folgt, streicht, wie Tellers Karte 
lehrt, eine Dislokation hindurch, an der das unmittelbare Hangende 
des Granits abgeschnitten wird. 

Weiter westlich an der Schellenbergalpe treten an den Granit- 
rand Zweiglimmerschiefer heran, die ebenfalls keine Spur einer Be- 
einflussung durch Eruptivkontakt erkennen lassen. Noch weiter östlich 
durchschneidet das Profil Rothpletz’ den Nordrand der Masse; auch 
hier fehlen Wirkungen einer Kontaktmetamorphose, so daß Rothpletz 
ebenfalls für das Vorhandensein eines Bruches eintritt ?). 


1) Querschnitt der Ostalpen, pag. 162. 


70 Dr. W. Petrascheck. [24] 


Anhang: Über den Myrmekit. 


Wiederholt stießen wir bei obigen Beschreibungen auf die als 
Myrmekit bekannte Verwachsung zwischen Plagioklas und Quarz. Als 
Gesteinsgemengteil ist der Myrmekit ohne besondere Bedeutung ge- 
wesen, so daß nicht des näheren auf ihn eingegangen wurde. Doch 
ließen sich, da er oft in sehr schöner Ausbildung vorlag, an ihm einige 
Beobachtungen machen, die für die Beurteilung) seiner Entstehung von 
Wert sind und die deshalb hier anhangsweise zusammengefaßt werden 
sollen. 

Die bisherigen Ansichten über die Entstehung des Myrmekits 
gehen weit auseinander. Sederholm!), der den Namen Myrmekit 
einführte, hält ihn für eine sekundäre, nach der vollständigen Ver- 
festigung des Gesteines entstandene Bildung. Er hält es für wahr- 
scheinlich, daß Myrmekit „nur metamorph, und zwar nur bei solchen 
Prozessen gebildet wurde, welche der Kontaktmetamorphose nahe 
stehen“. Für eine nachträgliche, mit der Verwitterung des Feldspats 
in Zusammenhang zu bringende Entstehung spricht sich Romberg?) 
aus. Eine Bildung aus in zertrümmerten Gesteinen zirkulierenden 
Lösungen ist Futterer?) das wahrscheinlichste. Frühzeitig schon 
lenkte Michel Levy?) die Aufmerksamkeit auf solche Quarzinfil- 
trationen, die er auf korrosive Wirkungen einer jüngeren Feldspat- 
und Quarzgeneration zurückführt. Er wandte dafür später die Be- 
zeichnung „quartz vermicul&e* an?) und fand, daß dieser als endomorphe 
Kontakterscheinung bei Graniten auftritt, woselbst er durch gleichzeitige 
Erstarrung von Quarz und Feldspat entstanden ist. Für ein solches, und 
zwar als letztes gleichzeitig mit dem Rande der Mikrolinkörner er- 
folgtes Erstarrungsprodukt tritt auch Becke®) ein. Popoff”) nimmt 
ebenfalls eine magnetische Entstehung derartiger Strukturformen, wie 
sie der Myrmekit bildet, an. Nach ihm ist der Quarz in flüssiger Form, 
als Tropfen, von dem kristallisierenden Feldspat umschlossen worden. 
Ebenso findet Bergt°) keine Veranlassung, den Myrmekit als eine 
spätere Bildung anzusehen. Für korrosive Wirkung des Quarzes auf 
den Feldspat entscheidet sich hingegen MeMahon?). 

Zweifellos sind es oft verschiedene, nur äußerlich ähnliche Er- 
scheinungen, die man bald als Granophyr oder Mikropegmatit, bald 
als quartz vermicule, bald als Myrmekit beschrieben hat, Erscheinungen, 


!) Über eine archäische Sedimentärformation im südwestlichen Finnland. 
Bull. de la commission g6ol. de la Finnlande No. 6, pag. 113. 

?) Petrographische Untersuchungen argentinischer Granite. Neues Jahrb. 
8. Beil.-Bd., pag. 314. 

®) Granitporphyr von der Griesscharte. Neues Jahrb. 9. Beil.-Bd., pag. 544. 

*) Divers modes de la structure des roches eruptives, Ann. des mines. VI. 
Ser., Bd. 8 (1875), pag. 396. 

°) Granite de Flamanville. Bull. du serv. de la carte geol. de la France 5. 
(1894), pag. 27. 

°%) Tonalit des Riesenferner, pag. 414. 

’) Über Rapakivi aus Südrußland. Trav. soc. imp. des Naturat. St. Peters- 
bourg 31 (1903), pag. 252. 

°) Zur Geologie des Coppename u. Nickerietales in Surinam. (Samml. d, geol, 
Reichsmuseums Leiden. 2. Ser., Bd. II, Heft 2., pag. 117 u. 139. 

®) Geo]. of. Gilgit. Quat. Journ. 56 (1900), pag. 366. 


[25] Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. FA 


die keineswegs immer derselben Entstehungsart sein müssen. Was 
Becke im Tonalit des Riesenferner als Mikropegmatit behandelt hat, 
ist mit unserem Myrmekit identisch. Die strenge Abhängigkeit von 
Kalifeldspat wurde schon oben hervorgehoben. Auch aus den Dar- 
stellungen Sederholms geht die Verbindung des Myrmekits mit dem 
Kalifeldspat hervor. Er tritt in Gestalt von Säumen oder Zapfen auf, 
die die Plagioklase umgeben oder diesen anhaften. Wird ein solcher 
Zapfen vom Kristall durch den Schliff abgeschnitten, so scheint er 
frei als Korn im Orthoklas zu liegen. Es kommt aber auch vor, daß 
kleine Myrmekitkörner, für welche die unmittelbare Verwachsung mit 
Plagioklas nicht wahrscheinlich ist, isoliert auftreten. Solche kleine, 
meist etwas länglich geformte Körner liegen hie und da an der Grenze 
von zwei Orthoklasen und man könnte sich wohl vorstellen, daß 
Lösungen, die zwischen die Orthoklaskörner eingedrungen sind, diese 
Myrmekitkörnchen hier abgesetzt haben. 

Nahezu immer war in unseren Präparaten Myrmekit dort vor- 
handen, wo Plagioklas mit Orthoklas in Berührung kam, so daß man 
den Eindruck bekommt, als sei der Myrmekit das Produkt einer Re- 
aktion des einen Minerals auf das andere. Wo aber ein Quarz oder 
ein anderer Plagioklas oder Biotit angrenzt, schneidet der Myrmekit- 
saum ab. Ein solches Beispiel für Quarz illustriert unsere Abbildung 
Taf. IV, Fig. 1. Eine Ausnahme von dieser Regel machten häufig nur 
die sauren Plagioklase, die im Orthoklas des Pegmatits lagen, sowie 
manche Plagioklase, die in basischen Ausscheidungen mit Orthoklas 
in Berührung kamen, indem hier die Myrmekitsäume gänzlich fehlen 
konnten. Dagegen ist die Erscheinung viel intensiver, d. h. die Myr- 
mekitsäume viel deutlicher und breiter, wenn der Orthoklas ein Mikro- 
perthit ist. Schon hieraus kann man schließen, daß Beziehungen zwischen 
den Perthitspindeln und dem Myrmekit bestehen. Dies wird aber durch 
manche optische und chemische Erscheinungen zur Gewißheit. 

Dem Myrmekit ist nicht ein Feldspat von ganz bestimmter Zu- 
sammensetzung eigentümlich. Nur das läßt sich sagen, daß sich stets 
die sauren Glieder der Plagioklasreihe an seiner Bildung beteiligen. 
Becke!) fand sauren sowohl wie basischen Oligoklas unter An- 
wendung seiner Methode durch Vergleich der Lichtbrechung mit der 
des Quarzes. Gerade für den Myrmekit ist diese Bestimmungsart sehr 
geeignet und oft anwendbar. Wir erhielten mit demselben in einem 
Falle in 

Parallelstellung Kreuzstellung 


>. 2 e>a, w>y 


was einem sauren, auf der Grenze zu Albit stehenden Oligoklas ent- 
spricht. Stets hat der Plagioklas des Myrmekits dieselbe Orientierung 
wie der Kristall, dem er aufsitzt, so daß man bei orientierten Durch- 
schnitten des letzteren in der Lage ist, auch den Feldspat des Myr- 
mekits zu bestimmen. Nicht selten kann man beobachten, daß sich die 
Zwillingslamellen des Plagioklases in den Myrmekit hinein fortsetzen, 
woselbst sie aber, weil viel saurer, oft entgegengesetzte Auslöschung 


ı) 1. c. pag. 412 


2 Dr. W. Petrascheck. r [26] 


zeigen. An Schnitten, die zu M und P senkrecht waren, erhielten wir 
in einem Falle eine Auslöschungsschiefe von 


— 13:50, d. i. 2%, An, 
in einem anderen Durchschnitte desselben Gesteines (analysierter Granit 
von Grasstein) 
im Myrmekit .«. . 2 —89 d. i. 10%, An 
im quarzfreien Saum . —15°%, d. i. 0%), An 


Ein Plagioklas desselben Gesteines, der zu M parallel getroffen 
war, gab folgende Werte: 


Kern... 2. en ae innen 
Hülle. -. +. 0. 9.2.0 2a el, 
Außenzone..........le. ne ed 1A 
Myrmekit +... 0... .0°. 222042209, 042 1.7240, An 
quarzfreier Saum ... +16%d.i. 6%, An 


In dem Pegmatit, dessen Plagioklas sehr sauer war, fehlen die 
Myrmekitsäume meist. An einem solchen wurden senkrecht zu M und P, 
wie oben bereits erwähnt, 


— 149, Wr AR 
beobachtet. 


Nicht selten wird man bemerken, daß die Albitspindeln des an- 
gsrenzenden Perthits mit dem Myrmekit oder dem quarzfreien Saum !) 
desselben gleich orientiert sind und zu gleicher Zeit auslöschen ; da 
sie auch dieselbe Zusammensetzung haben, liegt es nahe, sie als gleich- 
altrige Bildungen aufzufassen. An den soeben erwähnten, zu M paral- 
lelen Plagioklas grenzte ein Orthoklas, der ebenfalls zu M parallel 
getroffen war. Die Perthitspindeln in ihnen zeigten zu den Spaltrissen 
von F eine Auslöschung von 15°, gehören also zum selben Albit, wie 
der quarzfreie Saum. In dem Aplit zeigten ebenso geschnittene Perthit- 
spindeln + 16°, in dem Pegmatit + 190 Auslöschungsschiefe. Sie ge- 
hören also in letzterem reinem Albit an. 

Es ist aber auch wiederholt schon für den Perthit eine sekundäre 
Entstehung angenommen worden. Neuerlich hat sich Wenglein?) 
dafür eingesetzt, daß die perthitischen Albitlamellen erst nach Ver- 
festigung des Gesteines eingelagert wurden. Für die Perthite unserer 
Gesteine kann solches nicht angenommen werden, denn einmal zeigen 


!) Zwar scheint für die quarzfreien Säume der Name Myrmekit nicht mehr 
zu passen, weil ihnen die charakteristischen Quarzstengel fehlen. In der Art ihres 
Auftretens geben sie sich aber unzweifelhaft als ein Teil, und zwar als das jüngste 
Produkt der Myrmekitbildung zu erkennen. Gerade so wie die Quarzstengel im 
Myrmekit an einer Linie gleichzeitig mit einer Änderung der Auslöschungsschiefe 
des Plagioklases einsetzen, geradeso enden sie an einer Linie, jenseits deren dann 
ebenfalls sich ein rascher Wechsel der Auslöschungsschiefe vollzieht. In manchen 
basischen Ausscheidungen kam es sogar vor, daß nur der quarzfreie Saum vor- 
handen war, der sich aber in der ganzen Art seines Auftretens doch deutlich als 
Analogon des echten Myrmekits zu erkennen gab. 


2) Über Perthitfeldspate, Diss. Kiel 1903. 


wu 


[27] Über Gesteine der Brixner Masese und ihrer Randbildungen, N: 


die perthitführenden Gesteine oft nicht die geringste Beeinflussung 
durch Gebirgsdruck sowohl wie durch zirkulierende, Umsetzungen her- 
vorrufende Lösungen, dann aber ist die Perthitbildung oft eine so feine, 
daß sie unmöglich sekundärer Entstehung sein kann. Außer von den 
Perthitspindeln werden die Orthoklase nämlich noch von außerordentlich 
feinen und zarten, ganz geraden dünnen Albitlamellen, die an Zwillings- 
streifung erinnern, durchzogen. Wo dieselben von den Spindeln ge- 
schnitten werden, kann man beobachten, daß sie verblassen. Es ist 
ganz unmöglich, die feine Streifung, die der Orthoklas durch diese 
Lamellen erhält, auf Kontraktionsrisse oder durch Pressung erzeugte 
Spalten zurückzuführen !). Dahingegen kann man wohl annehmen, daß 
der Orthoklas die Fähigkeit hat, eine begrenzte Menge Albit und 
Anorthit zu lösen ?), die bei Erstarrung zur Ausscheidung kommt. Es 
ist sehr leicht begreiflich, daß sich diese Albit- und Anorthitsubstanz 
nicht nur in den perthitischen Spindeln und Lamellen, sondern auch 
auf den schon vorhandenen, mit dem Orthoklas in Berührung stehenden 
Plagioklaskristallen niederschlägt und mit letzteren, gerade so wie die 
ergänzende Kieselsäure in Sandsteinen, orientiert verwächst. Der Um- 
stand, daß bei basischen Kristallen der Plagioklas des Myrmekits nicht 
ebenfalls wesentlich basischer ist, daß vielmehr dann ein plötzlicher 
Umschlag in die saure Zone des Myrmekits eintritt, während in allen 
anderen Plagioklaszonen die Anderung sich langsamer und kontinuier- 
licher vollzieht, dieser Umstand scheint darauf hinzudeuten, daß sich 
der Myrmekit nicht in derselben Weise wie die anderen Zonen aus- 
geschieden hat. Könnte dem Orthoklas die Fähigkeit, neben Plagioklas- 
substanz auch noch Quarz zu lösen, zugesprochen werden, so könnte 
durch Ausfall der letzteren die Bildung der Quarzstengel erklärt werden. 
In diesem Falle aber sollte man vermuten, daß Myrmekit sich aus 
dem Orthoklas auch gegen Quarz hin, soweit solcher schon verfestigt 
war, ausgeschieden habe, wovon aber nichts zu bemerken ist. Eine 
chemische, von Abscheidungvon 8 O, begleitete Wechselwirkung zwischen 
Orthoklas und den kalkreichen Plagioklasen ist nicht denkbar, obgleich 
das mikroskopische Bild sehr zur Annahme einer solchen verleitet. Wir 
können uns demnach noch keine Vorstellung davon machen, wie der 
quarzstengelführende Myrmekit entstanden sein soll. Das letzte Er- 
starrungsprodukt kann dieses Quarz-Plagioklasgemisch nicht sein, da 
sich nach ihm noch aus dem Orthoklas der quarzfreie Albitsaum abge- 
schieden hat. Auf jeden Fall aber haltenwir den Myrmekit 
für eine primäre und magmatische Bildung. 

Die Quarzstengel des Myrmekits als einen „quartz de corrosion“ 


!) Es soll damit die Möglichkeit, daß Pertithe zuweilen auch sekundärer Ent- 
stehung sein können, nicht in Abrede gestellt werden. Die schon von Becke be- 
obachteten und auch oben erwähnten, während der Pressung entstandenen Albit- 
adern sprechen dafür, daß auch in Orthoklas nachträglich Albit infiltriert werden 
kann. Die Albittrümmer können sich in manchen Pressungszonen so häufen, daß 
sie, wie in einem Falle zu beobachten war, die ursprüngliche Substanz eines Ab- 
schnittes von einem Plagioklaskorn ganz verdrängen können. Ein zwillingsgestreifter 
Plagioklas wurde von einem dichten Netzwerk albitischer Trümmer durchsetzt, 
dessen zentraler Teil aus einheitlicher Albitsubstanz bestand. 


?) Vgl. Vogt: Die Silikatschmetzen. I, pag. 155. 
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (W. Petrascheck.) 10 


74 Dr. W. Petrascheck. [28] 


aufzufassen, der, wie Baur!) ausführt, eingreifen muß, wenn der 
Feldspat, wie es unter bestimmten Voraussetzungen der Fall ist, be- 
standesunfähig wird, ist nicht angängig, weil die Einfügung der quarz- 
führenden Zone in die Zonenstruktur der Plagioklase und ebenso der 
Umstand, daß dem Myrmekit ganz bestimmte, nämlich saure Plagio- 
klase eigentümlich sind, sich damit nicht in Einklang bringen lassen. 
Auch ist die Wirkung der Korrosion, wie zum Beispiel die Quarze 
von Porphyren zeigen, eine ganz andere. Sie führt nicht zur Heraus- 
bildung so feiner, annähernd parallel gestellter oder, was in dem 
Zapfen der Fall ist, divergierender Kanäle, wie sie so häufig im Myr- 
mekit zu beobachten sind. 

Ebenso können wir den Myrmekit nicht, wie Futterer wollte, 
als eine Ausfüllung von bei der Kataklase entstehenden Hohlräumen 
betrachten. Es spricht dagegen nicht nur die Art des Auftretens in 
Säumen und Zapfen zwischen Plagioklas und Orthoklas, sondern auch 
die völlige Unabhängigkeit der Myrmekitbildung von der Pressung. 
In ganz oder fast ganz von Gebirgsdruck verschont gebliebenen Ge- 
steinen beobachteten wir reichlich Myrmekit, in den stark veränderten 
Tonalitgneisen fehlte er dagegen. 

Tropfenförmige, massigere Quarzeinschlüsse oder solche, wie wir 
sie oben aus den porphyrischen Plagioklaseinsprenglingen des Tonalit- 
gneises vom Rabenstein erwähnt haben und wie sie auch unsere Ab- 
bildung Taf. IV, Fig. 5 erkennen läßt, ließen sich eher auf Korrosion 
zurückführen. Die zonare Anordnung dieser letzteren Quarztropfen 
und Stengel aber deutet wieder darauf hin, daß sie während des Wachs- 
tumes des Kristalls entstandene Quarzeinschlüsse sind, die sehr wohl 
in flüssigem Zustande eingehüllt worden sein können. Ihre por- 
phyrischen Plagioklase haben einen sauren Kern, der korrodiert worden 
ist, worauf sich erst eine basischere Hülle um ihn gelegt hat. Es ist 
aber der Kieselsäuregehalt der anorthitreichen Oligoklase geringer als 
der der albitreichen. Deshalb ist es wohl denkbar, daß ein Magma, das 
erst saure Plagioklase ausscheidet und später basische, mit diesen 
zugleich freie Kieselsäure zur Abscheidung bringt. Auf jeden Fall 
halten wir es für wahrscheinlich, daß äußerlich dem Myrmekit ähnliche 
Gebilde auf verschiedene Entstehungsursachen zurückzuführen sein 
können, weshalb es zur Vermeidung von Verwechslungen nötig ist, 
sie nach ihrem Auftreten genau zu scheiden. 


!) Chemische Kosmographie, pag. 83. 


Einige neue Fossilienfundorte in der 
ostböhmischen Kreideformation. 


Von Jaroslav J. Jahn. 


Während meiner Aufnahmsarbeiten im Gebiete der ostböhmischen 
Kreideformation habe ich zahlreiche neue Fossilienfundorte entdeckt, 
von denen ich einige wichtigere in den vorliegenden Zeilen be- 
sprechen will. 


Ich bemerke gleich hier, daß ich nur einen Teil der weiter 
unten angeführten Fossilien selbst bestimmt habe; ein Teil der Be- 
stimmungen rührt vom Herrn Dr. W. Petrascheck, ein anderer 
vom Herrn J. V. Zelfzko her. 


Den beiden Herren zolle ich für die freundliche Bestimmung 
der Kreidefossilien aus meinem Aufnahmsgebiete meinen verbind- 
lichsten Dank. 


I. Cenoman. 


Im Gebiete des Kartenblattes Reichenau—Tynist (Zone 5, 
Kol. XIV), südlich von der von K. Hinterlechner beschriebenen 
archäischen Insel von Pottenstein !), treten zwischen Cuclava und 
Cerny les cenomane Schichten zutage. Sie sind bei Häjek in großen 
Steinbrüchen aufgeschlossen, in denen der cenomane Quader zu 
Bau- und Steinmetzzwecken gewonnen wird. 


Dieses Vorkommen von Öenoman ist auf der alten Karte nicht 
ausgeschieden. Auch in den Erläuterungen zu dieser alten Karte ?) 
wird dieses Cenoman mit keinem Worte erwähnt. 


Die cenomanen Schichten bestehen in diesem Gebiete aus grob- 
bis feinkörnigen Quarzkonglomeraten, die stellenweise eisenschüssig 
sind, aus weißen und gelblichen Quadersandsteinen, hauptsächlich 
aber aus grob- bis feinkörnigen, zumeist dunkelgrünen, glaukonitischen 
Sandsteinen. 


!) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1900, Bd. 50; Verhandl. 1901, pax. 139. 
?) Jahrb. d. k. k. geol. R-A. 1863, Bid. XIII, pag. 452 ft. 


Jahrbuch d. k. k. gceol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Weit. (J. J. Jahn.) 14* 


—] 
(er) 


Jaroslav J. Jahn. [2] 


In den Steinbrüchen bei Häjek bilden in der Tiefe von 15 m 
das Liegende der besprochenen Quadersandsteine dunkelgraue Letten 
und Tone mit unbestimmbaren, zum Teil verkohlten Pflanzenresten, 
schwachen Lignitschmitzen und Suceinit (Perucer Schichten). Diese 
Lignitvorkommnisse haben in der dortigen Gegend wiederholt zu 
selbstverständlich aussichtslosen Schürfungen nach Kohle Veranlassung 
gegeben (so zum Beispiel bei Prorub, bei Vrbice u. a. m.). 


Auf den Kluftwänden der Quadersandsteine bei Häjek finden 
sich öfters Quarzkristalle, Kalksinter und tropfsteinartige Gebilde, 
im Sandsteine selbst zahlreiche knollige bis kugelige Pyrit- und 
Limonitkonkretionen, mitunter konzentrischschalige, gelblichbraune 
Limonitkonkretionen, auch Pseudomorphosen von Brauneisenstein nach 
Pyrit (Hexaeder). 

Der feinkörnige, helle, gelbliche Quadersandstein zeigt an einer 
Stelle kugelige Absonderung, die Kugeln am Querbruch sehr scharfe, 
regelmäßige, konzentrische Entfärbungsringe. 


Der Glaukonitsandstein von Häjek enthält zahlreiche Fossilien 
der Korycaner Schichten. Der Verwalter dieser Steinbrüche, unser 
Korrespondent Herr Förster Jos. Ed. Kny in Häjek, der sich als 
eifriger und sachkundiger Sammler dieser Fossilien erwiesen, hat 
sowohl der k. k. geol. R.-A. als auch der k. k. böhmischen technischen 
Hochschule in Brünn große Mengen von Versteinerungen nicht nur 
aus dem Glaukonitquader von Häjek, sondern auch aus dem Pläner 
der dortigen Gegend gewidmet. 


Fossilien aus dem Glaukonitsandstein von Häjek. 


Polyptychodon. — Fragment einer Mandibula (25 cm lang, 10 cm breit) 
und vier andere näher nicht bestimmbare Knochenbruchstücke 
(nach gefälliger Bestimmung des Herrn Prof. Dr. Fr. Bayer). 


Lima simplex dOrb. — 1 Exemplar. 
„.  carinata. — 1 Exemplar. 
„  aspera Gein. — 1 Exemplar. 
„sp. — Mehrere nicht näher bestimmbare Steinkerne. 
Pecten undulatus Nils. — 1 Exemplar. 
„ laminosus Mant. — 1 Exemplar. 
„ orbieularis d’Orb. — 1 Exemplar. 
„ lamellosus. — Mehrere Exemplare. 
»„ elongatus Lamk. — Sehr häufig. 
R multicostatus Nilss.? — 1 Exemplar. 
h Gallinei d’Orb. — Mehrere Exemplare. 
„.  acuminatus Gein. — 1 Exemplar. 
„sp. — Zahlreiche nicht näher bestimmbare Steinkerne, mehreren 
Arten angehörig. 
Janira (Vola) aequicostata Lamk. sp. — Das häufigste Fossil bei Häjek. 
R „.  quadricostata Sow. — 2 Exemplare. 
h „. quinquecostata Sow. sp. — 1 Exemplar. 


€ » praseola Lamk. sp. — Sehr häufig. 


[3] Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 1 


Spondylus hystrie Goldf. — Mehrere Exemplare. 


Pectuneulus ventruosus Gein. — Häufig. 
Inoceramus bohemicus Petr, — Sehr häufig. 
£ labiatus Gein. — 2 Exemplare. 
a cf. striatus Mant. — Mehrere Exemplare, von Inoe. 


bohemicus sicher verschieden. 
Modiola siligua Math. — 2 Exemplare. 
Pholas sclerotites Gein. — Bohrkerne, sehr häufig; zwei Pflanzenreste 
(50 und 60 cm lang), bedeckt mit Bohrkernen von Pholas. 
Crassatella sp. — 1 Exemplar. 
Eriphyla (Lucina) lentieularıs Sow. — Mehrere Exemplare. 
Exogyra columba Lam. — Häufig. 
2 sp. — 1 Exemplar. 
3 haliotoidea Sow. — Häufig. 
% conica Nilss. — Häufig. 
Alectryonia carinata Lamk. — Häufig. 
Ostrea hippopodium Sow. — Häufig. 
4 sp. — Mehrere Exemplare. 
Ichynchonella compressa Lamk. — Häufig. 
Oribrospongia subreticulata Münst. sp. — 2 Exemplare. 
Spongites saxonicus Gein. — Häufig. 
Unbestimmbarer Seeigel. 
Verkohltes Holz. — Häufig. 
Ein Baumstamm, 30 cm lang, 10 cm breit. 


Das Hangende von dem soeben besprochenen Glaukonitsandstein 
bei Häjek bildet ein lichtgrauer, dickbankiger Pläner (sehr kalkhaltig); 
darauf liegt ein glaukonitischer lichtgrauer Pläner (mit wenig (a CO ;) 
mit zahlreichen /noceramus labiatus Gein. 


Am Hügel Chlum?!), westlich Homole, nördlich Jung-Koldin, 
westlich von Häjek, fand Herr Förster Kny in dem dortigen festen, 
lichtgrauen Plänersandstein der Weißenberger Stufe folgende Fossilien: 


Nautilus sublaevigatus d’Orb. — Ein riesiges Exemplar. 
Lima canalifera Goldf. — Mehrere Exemplare. 
»„  Multicostata Gein. var. laticostata. — Mehrere Exemplare. 
„  multicostata Gein. — Mehrere Exemplare. 
Pecten curvatus Gein. — 1 Exemplar. 
Inoceramus Brongniarti Park. — Mehrere große Exemplare. 
n labiatus Gein. — Mehrere sehr große Exemplare. 


Große Steinbrüche in dem cenomanen Glaukonitsandstein be- 
finden sich unweit von dem bisher besprochenen Gebiete nordöstlich 
von Pottenstein in der Waldschlucht „V dolich“. In diesen Sandstein- 
brüchen ?) fand ich zahlreiche Alectryonia carinata, Pecten asper, 


ı) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1863, XIII. Bd., pag. 460. 


2) K.M. Paul nennt diese Steinbrüche in seiner Arbeit im Jahrbuch 1863, 
Bd. XIII, „Steinbrüche von Merklovie“ (pag. 452, 454). 


78 Jaroslav J. Jahn. (4 


Exogyra columba, Kriechspuren von Würmern, Spongites saxonicus, 
einige Schlangensterne, Trocknungsrisse, dann auffallend zahlreiche 
srüne Algenreste, nach freundlicher Bestimmung des Herrn Dr. Edv. 
Bayer: Chondrites n. sp. (erinnert an Chondrites caespitosus Fisch. 
aus dem Eocän und an Chondrites flabellaris Sap. aus dem Liassand- 
stein) und Chondrites n. sp. (verwandt mit Chondrites affinis Sternb. sp. 
aus dem Flysch, mit Chondrites serpentinus Heer aus dem Neocom und 
der oberen Kreide, zum Teil mit Zuwcoides latifrons Heer aus der 
oberen Kreide). Einige von diesen Fossilien hat Herr Lehrer Heinr. 
Stahl in Vamberg gefunden. 

Auch in diesen Steinbrüchen befinden sich im Liegenden der 
Glaukonitsandsteine sowie im Sandstein selbst 2—3 mm mächtige 
Lignitflözchen mit Suceinit. 


II. Iserschichten. 


In seiner Monographie der Iserschichten beschreibt A. Fritsch 
(= Fri@) aus den Iserschichten von Lhota Zäfeckä bei Chotzen Vogel- 
reste Ornithochirus (Cretornis) Hlavddi Frie sp. (l. c. Fig. 45 a—f.) 

Während meiner Aufnahmsarbeiten in der Umgebung von Chotzen 
habe ich wiederholt die großen, Herrn Tiehy aus Neustadt a./M. 
gehörigen Plänerbrüche östlich von dem dortigen Eisenbahntunnel 
besucht und dabei einigemal auf den dortigen Schutt- und Abraum- 
halden Ornithochirus-Reste gefunden, im ganzen neun Fragmente im 
festen, blaulichgrauen Plänerkalk. 

Herr Prof. Dr. Fr. Bayer hat unter diesen Ornithochirus-Resten 
unterschieden: Zwei Fragmente von Ulna, Flügel- (Finger) Knochen, 
zwei Exemplare von Femur, ein Sternum, Fragment eines Flügels 
und des dazugehörigen Schulterblattkreises und zwei unbestimmbare 
Knochenfragmente. 

Auch in den bekannten Steinbrüchen bei Vinar!) fand ich eine 
Ulna von Ornithochirus Hlavdaki. 

Sämtliche hier angeführten Ornithochirus-Reste sind in den Samm- 
lungen der k. k. geol. R.-A. deponiert. Einige Knochenreste, die ich 
anläßlich einer Exkursion mit meinen Hörern in demselben Stein- 
bruche bei Chotzen gefunden habe, befinden sich in den Sammlungen 
der k. k. böhmischen technischen Hochschule in Brünn. 


III. Priesener Schichten. 


Im Bereiche der Priesener Schichten entdeckte ich während 
meiner Aufnahmsarbeiten zahlreiche neue Fossilienfundorte. 

Im Gebiete des Kartenblattes Reichenau-Tynist kommen an 
mehreren Stellen auch verkieste Fossilien vor, wie ich sie seinerzeit 
aus der Umgebung von Pardubitz und Holie beschrieben habe ?). 


!) Fri (Fritsch), Iserschichten, Fig. 40. 
?) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1895, Bd. 45, pag. 158 ff. 


[5] Einige veue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 79 


Bei dem an der von Zämrsk nach Holie ‚führenden Straße ge- 
legenen Wirtshause östlich Tynisko, westlich 253, werden die Mergel 
der Priesener Stufe in einer Grube als „Düngungsmaterial“ für die 
benachbarten sandigen Felder gewonnen. 

Auf den abgeregneten Wänden dieser Mergelgrube fand ich 
folgende, zumeist verkieste, gelbe, zum Teil goldglänzende Fossilien: 


Scaphites Geinitzi d’Orb. — Häufig. 

Baculites Faujassi var. bohemica Fr. — Häufig. 
Helicoceras Reussianum Gein. — 1 Exemplar. 
Turritella acicularis Rss. — 1 Exemplar. 
Trochus amatus d’Orb. — Häufig. 

r sp. — Zahlreiche Steinkerne. 
Cerithium binodosum Röm. — 1 Exemplar. 

; sp. — Zahlreiche Steinkerne. 

Mitra Römeri d’Orb. — Häufig. 
Nucula pectinata Sow. — Häufig. 

„. .semilunaris v. Buch. — 1 Exemplar. 
Ostrea sp. — Viele Fragmente (kalkig). 
Gastrochaena amphisbaena Gein. — 2 Exemplare (kalkig). 
Zahlreiche verkieste Steinkerne von Bivalven. 
Parasmilia centralis Mant. sp. — 2 Exemplare. 

h sp. — 1 Exemplar. 
thizopoterion cervicorne Goldf. — Häufig. 
Oraticularia vulgata Poc. — Häufig. 
Viele unbestimmbare Spongien. 


Ein anderer Fundort von gleicherhaltenen Fossilien befindet sich 
zwischen den Ortschaften Vysoka und Ostretin östlich von der Straße. 
Es ist dies wiederum eine Mergelgrube mit abgeregneten Wänden, auf 
denen ich folgende Fossilien fand: 


Trochus Engelhardti Gein. — Häufig. 
amatus d’Orb. — Häufig. 


”» 


Ostrea hippopodium Nilss. — 1 Exemplar. 

Oidaris subvesiculosa d’Orb. — Häufige Schalenbruch- 
stücke und Stacheln. 

Rhizopoterion cervicorne Goldf. — Häufig. 


Oratieularia vulgata Pod.” — Häufig. 


Zwischen den Städten Sezemie und Holic zieht sich in OW- 
Richtung eine Anhöhe, deren Unterlage aus Priesener Schichten be- 
steht, die aber oberflächlich mit mitunter mächtigen Diluvialablagerungen 
(Sand und Schotter) bedeckt sind. 

Bei Podtäple westlich Sezemie schneidet sich in den westlichen 
Rand dieser Anhöhe die Elbe ein. Der Einschnitt besteht aus einer 


80 Jaroslav J. Jahn. [6] 


hohen, steilen, mitunter fast senkrechten Uferlehne, die sich am linken 
Ufer der Elbe von PodÖäple bis Lukovna hinzieht. 


In dieser Uferlehne sind die Priesener Schichten sehr gut auf- 
geschlossen. Sie bestehen hier ähnlich wie bei Srnojedy !) im unteren 
Niveau aus dünnplattigem, fast schiefrigem, dunkelgrauem Pläner, im 
oberen Niveau aus grauem und gelblichem Mergel und Tonmergel. 
Das untere schiefrige Gestein enthält nur wenig Fossilien und die- 
selben sind von dem durchsickernden Elbewasser erweicht und halb 
zerstört. Ein Exemplar von Micraster de Lorioli Nov., einige schlecht 
erhaltene Inoceramen und Nucula fand ich in diesem schiefrigen Ge- 
steine. 


Dafür stellen aber die abgeregneten Flächen des oberen Teiles 
der Uferlehne einen ungemein reichhaltigen Fundort von Priesener 
Fossilien vor. 


Herr Anton Sluga, Lehrer in Kunetie, den ich auf diese Fossilien 
aufmerksam gemacht habe, hat auf dieser Uferlehne zwischen Pod- 
cäple und Lukovna Tausende von ausgewitterten, zumeist in Schwefel- 
kies umgewandelten Fossilien gesammelt. 


Unter den von mir und meinem Freunde Sluga bei Podcäple 
und Lukovna gefundenen Fossilien habe ich bisher folgende Arten be- 
obachtet: 


Ptychodus latissimus Ag. — 1 Zahn. 
Chimaera sp.? — Fragment eines Stachels. 
Nautilus Reussi Fr. — 1 Exemplar. 
Baculites sp. — Häufig. 
Hamites sp. — Mehrere Steinkerne. 

: bohemicus Fr. — Mehrere Exemplare. 
Turritella multistriata Rss. — Häufig. 
Scala sp. Fri@ Priesener Schichten Fig. 65. — 1 Exemplar. 
Natica vulgaris Rss. — Häufig. 
Turbo Buchi Goldf. sp. — Häufig. 

„.  ‚subinflatus Rss. — Selten. 

„ decemcostatus Rss. — Häufig. 


Trochus amatus d’Orb. — Sehr häufig. 
R Engelhardti Gein. — Sehr häufig. 


e sp. — Zahlreiche Steinkerne, mehrere Arten. 

Rissoa cf. Reussi Gein. — Steinkerne. 
Pleurotomaria baculitarum Gein. — 1 Exemplar. 
Fusus sp. — 1 Exemplar. 
Oerithium Luzicianum Gein. — Häufig. 

x Fasciatum Rss. — Selten. 

‘ subfasciatum d’Orb. — Häufig. 

5 binodosum Röm. — Selten. 

h pseudoclathratum d’Orb. — Häufig. 

r Dupinianum d’Orb. — Selten. 


!) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1895, Bd. 45, pag. 158. 


[7] Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 81 


Cerithium provinciale d’Orb. — 1 Exemplar. 
sp. — Zahlreiche Steinkerne. 

Mitra Römeri d’Orb. — Sehr häufig. 

„ elathrata Rss. — Selten. 
Actaeon ovum Duj. — Selten. 
Trochactaeon sp. — Mehrere Exemplare. 
Dentalium medium Sow. — Häufig. 

3 ellipticum Sow. — Selten. 

Zahlreiche unbestimmbare Gastropodensteinkerne. 
Nucula semilunaris v. Buch. — Häufig. 

»  peetinata Sow. — Sehr häufig. 
Arca (Cueullaea) undulata Rss. — 1 Exemplar. 
Gastrochaena amphisbaena Gein. — Mehrere Exemplare. 
Venus laminosa Rss. — Selten. 

„  pentagona Rss. — Selten. 
Plicatula nodosa Duj. — Mehrere Exemplare. 
Perna sp. — 1 Exemplar. 
Inoceramus planus v. Münst. — Selten. 

A sp. — Sehr zahlreiche Schalen und Schloßbruchstücke. 

Exogyra lateralis Rss. — Mehrere Exemplare. 
Ostrea proteus Rss. — 1 Exemplar. 

»„ .5p. — Zahlreiche Schalenbruchstücke von größeren Austern. 
Zahlreiche unbestimmbare Steinkerne von Bivalven. 
Terebratulina chrysalis Schl. — Selten. 

Serpula gordialis Schl. — Mehrere Exemplare. 
» sp. — Mehrere Exemplare. 
Oidaris sceptrifera Mant. — Häufig (Stacheln). 

„ subvesiculosa d’Orb. — Sehr häufig (Stacheln und Schalen- 

bruchstücke.) 

Cidaris sp. — Schalenbruchstücke. 
Micraster de Lorioli Nov. — Mehrere Schalenbruchstücke. 
2 cor testudinarium Goldf. sp. — Mehrere Schalenbruchstücke. 
Hemiaster depressus Nov. — 2 Schalenbruchstücke. 
Parasmilia centralis Mant. — Häufig. 
5 cf.. @uillieri de Fr. — 1 Exemplar. 
E n. sp. — 1 Exemplar. 
Trochosmilia compressa Lamk. sp. — Häufig. 
Micrabacia coronula Goldf. — Selten. 
Trochocyathus Harweyanus M. Edw. et Haime. — Selten. 
E conulus Phil. sp. — Sehr häufig. 
R n. sp. -— 1 Exemplar. 
Craticularia vulgata Pod. — Sehr häufig. 
subseriata Röm. sp. — Häufig. 
sp. — 1 Exemplar. 


n 


” 


Pleurostoma bohemicum Zitt. — Häufig. 
h scyphus Pod. — Häufig. 
2 sp. — Häufig. 
a sp. — Mehrere Exemplare. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (J. J. Jahn.) 11 


82 Jaroslav J. Jahn. [8] 


"entriculites marginatus Poec. — Häufig. 
2 radiatus Mant. — Häufig. 
‚ sp. — 1 Exemplar. 
Plocoscyphia pertusa Gein. — Häufig. 
e sp. — Häufig. 


Scyphia pedunculata Rss. — Häufig. 
Rhizopoterion cervicorne Goldf. sp. — Sehr häufig. 
Corynella sp. — Sehr häufig, verkiest. 

: n.? sp. — Mehrere vollständige Exemplare. 
Elasmostoma sp. — Häufig. 
Zahlreiche verschiedene, unbestimmbare Spongien. 


Ein ähnliches Vorkommen von ausgewitterten, verkiesten Fossilien 
der Priesener Stufe fand ich bei $achov, östlich Borohrädek (Karten- 
blatt Reicheuau—Tynist, Zone 5, Kol. XIV). 


Trochus amatus d’Orb. — Häufig. 
Zahlreiche Gastropodensteinkerne (Mitra sp., Trochus sp., Cerithium sp., 
Natica sp., Scalaria sp.). 


Nucula semilunaris v. Buch. — Häufig. 
Zahlreiche Bivalvenbruchstücke. 

Cidaris subvesiculosa d’Orb. — Stacheln. 
Parasmilia centralis Mant. — Mehrere Exemplare. 
Ventriculites radiatus Mant. — Häufig. 


Rhizopoterion cervicorne Goldf. sp. — Häufig. 
Unbestimmbare Spongien in großer Menge. 
Sequoia Reichenbachi Gein. sp. -— In lichtgrauem Mergel. 


Zahlreiche Fossilien der Priesener Stufe enthält auch der Pläner- 
mergel bei Dobrenic (Kartenblatt Zone 5, Kol. XIII, Pardubitz, Elbe- 
teinitz-NeubydZov). 

Das hiesige Gestein besteht aus einem weichen, gelblichgrauen 
bis dunkelgrauen, bläulichen Plänermergel, in den, namentlich in 
seinen oberen Lagen, zahlreiche ockergelbe Knollen eingelagert sind. 
Diese Knollen sind regelmäßig kugelig bis unregelmäßig knollig, klein 
bis über 20 cm im Durchmesser, haben konzentrisch schalige Struktur, 
im Innern sind sie gefaltet. Die äußeren ockergelben Schichten be- 
stehen aus Sphärosiderit, im Innern sind manchmal die Flächen dieser 
Schichten mit reinem, mitunter kristallisiertem Siderit bedeckt. Der 
Kern dieser Knollen besteht oft noch aus reinem Siderit. 

Solche Sphärosideritknollen sind für die höheren Lagen der 
Priesener Schichten sehr bezeichnend. Ich fand sie in großer Menge 
bei Bezdekov, Osice, westlich Rohoznice, Oujezdec, nördlich Ostretin, 
Dolni Redice, Casy etc. In Ostböhmen enthalten diese Sphärosiderit- 
knollen nur selten Fossilien (bei Casy), während sie im westlichen 
Böhmen, zum Beispiel bei Priesen, zahlreiche, sehr schön erhaltene 
Fossilien führen !). 


!) Fri& (= Fritsch), Monographie der Priesener Schichten, pag. 17. 


[9] Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 83 


Der besagte Plänermergel von Dobrenie ist südlich Michnovka, 
nordwestlich Präv, in einer Mergelgrube aufgeschlossen, welche folgende 
Fossilien geliefert hat: 


Baculites sp. 
Turritella multistriata Rss. 
Scala decorata Gein. 
Trochus Engelhardti Gein. 
Dentalium medium Sow. 

B glabrum Gein. 
Nucula transiens Fr. 

„..  semilunaris v. Buch. 
Avicula pectinoides Rss. 
Inoceramus Brongniarti Park. 

: labiatus Gein. 

a latus Mant. 
Holaster placenta? Ag. 
Hemiaster sp. 


Zahlreiche Fossilien enthält ferner der Plänermergel in der 
Umgebung von Zäravice nördlich Pielous, namentlich im Tälchen 
zwischen Zäravice und VoleC. Anläßlich meiner Aufnahmstouren fand 
ich in diesem Tälchen: 


Osmeroides Lewesiensis Ag. (Schuppen) 
Nucula semilunaris v. Buch. 
Inoceramus Brongniarti Park. 
Inoceramus sp. (cf. Cuvieri Sow.) 
Terebratulina chrysalis Schloth. 


Nebstdem sandte mir Herr Direktor J. V. Divis Ritter v. 
Cistecky aus Prelouö noch folgende Fossilien von Zaravice: 


Oladocyclus Strehlensis Gein. 
Hamites cf. bohemicus Fritsch. 
Östrea proteus Rss. 
Inoceramus hercynicus Petr. 

R latus Mant. 
Terebratulina gracilis Schloth. 
Micraster de Lorioli Nov. 
Sequoia Reichenbachi Gein. sp. 
Zahlreiche Foraminiferen. 


Sämtliche Fossilien befinden sich in einem hellgrauen, ziemlich 
festen Plänermergel. 
11* 


84 Jaroslav J. Jahn. [10] 


In der Mergelgrube im Walde nordöstlich von der Straße zwischen 
Kosofin und Chotzen (Kote 856), welchen Fundort ich im Jahrb. d. 
k. k. geol. R.-A. 1895, Bd. 45, pag. 181 beschrieben habe, fand ich 
neuerlich außer den 1. c. bereits angeführten Fossilien noch folgende 
Arten: | 

Scaphites Geinitzi var. Lamberti Gross. 


Baculites Faujassi var. bohemica Fr, 
Hamites bohemicus Fr. 
Helicoceras Reussianum ein. 
Aptychus 
Scala decorata Gein. 
Trochus Engelhardti Gein. 
Cerithium provinciale d’Orb. 
Dentalium glabrum Gein. 
Astarte nana Rss. 
Nucula ovata Mant. 

: transiens Fr. 
Leda siligqua Rss. 
Arca undulata Rss. 
Venus laminosa Riss. 
Inoceramus latus Mant. 

ß Cuvieri Som. 

Pollieipes sp. 
Holaster placenta Ag. 


Zum Schluß will ich noch einige Nachträge zu den Fossillisten 
der von mir bereits anderenorts beschriebenen Fundorte im Gebiete 
der Priesener Schichten in der Umgebung von Pardubitz 
mitteilen. 


Fundort Srnojedy westlich Pardubitz. Jahrb. d. k. k. geol. 
R.-A. 1895, Bd. 45, pag. 158): 

Scala decorata Gein. 

Natica Gentii Sow. 

Rissoa Reussi Gein. 

Actaeon ovum Du). 

Trochocyathus conulus Phil. sp. 

Plocoscyphia sp. 


Fundort Nemosicer Lehne südöstlich Pardubitz, ibid. pag. 167: 


Mehrere Fischzähne. 
Arca undulata Rss. 


2 J.V. Zelizko, Sitzungsberichte der königl. böhmischen Gesellschaft der 
Wissenschaften 1599, Nr. XVIIT. 


[11] Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 85 


Aviculu pectinoides Rss. 
Inoceramus labiatus Gein. 
Anomia subtruncata Gein. 


Fundorte in der Umgebung von Holic nordöstlich Pardubitz, 
ibid. pag. 163. 

In meiner zitierten Arbeit habe ich erwähnt, daß verkieste 
Fossilien der Priesener Stufe beim Holicer Friedhofe, an den Bachufern 
in der Stadt selbst und auf zwei Stellen nördlich Holie (westlich 
Koudelka und „Na kamencfch“) vorkommen und habe auch die Liste 
der an den zwei letztgenannten Stellen gefundenen Fossilien ver- 
öffentlicht. 

Während meiner Aufnahmstouren in der Umgebung von Holic 
habe ich mich überzeugt, daß verkieste Priesener Fossilien nicht nur 
an den genannten vier Stellen, sondern noch an mehreren anderen 
Orten reichlich vorkommen und daß auch unverkieste Fossilien in 
dem dortigen Pläner und Plänermergel an mehreren Stellen leicht zu 
finden sind. 

Namentlich in den großen Ziegeleien Häjeks und Rychliks 
südlich vom östlichen Ende der Stadt Holic, am Fuße der bewaldeten 
Anhöhe „Na hradefch‘“, fand ich zahlreiche verkieste Fossilien. Der 
Mergel der Priesener Stufe wird nämlich auch hier sowie „Na 
kameneich* (l. e. pag. 164) der Zersetzungswirkung der Luft und 
des Regens ausgesetzt, aus dem erweichten und aufgelösten Mergel 
werden dann Ziegel fabriziert. Wenn nun Halden dieses Mergels 
längere Zeit hindurch dem Regen ausgesetzt gewesen waren, findet 
man auf ihren abgeregneten Flächen die ausgefallenen Priesener 
Fossilien in großen Mengen. 


Ich fand in diesen Ziegeleien folgende Fossilien: 


Lamna subulata Ag. (Zähne). — Selten. 
Otodus appendiculatus Ag. (Coprolith). — 3 Exemplare. 
Helicoceras Reussianum Gein. — Selten. 
Hamites bohemicus Frid, — Selten. 
Baculites sp. ind. — Selten. 
Turritella acicularis Rss. — Selten. 
5 sp. Fri Priesener Schichten, pag. 82, Fig. 65. — 
1 Exemplar. 


Scala decorata Gein. — Selten. 
Natica Gentii Sow. — Selten. 
» vulgaris Rss. — Sehr häufig. 
Turbo decemcostatus v. Buch. — Sehr häufig. 


„ subıinflatus Rss. 
” Sp. 
Trochus amatus d’Orb. — Sehr häufig. 
a Enngelhardti Gein. — Sehr häufig. 


; sp. — Steinkerne, sehr häufig. 
Rissoa Reussi Gein. — Sehr häufig. 
»„ sp. — Zahlreiche Steinkerne. 


Aporrhais megaloptera Rss. sp. — Selten. 


86 Jaroslav J. Jahn. [12] 


Fusus depaupertatus Rss. — Selten. 
Tritonium sp. — Sehr häufig. 
Cerithium LuZicianum Gein. — Häufig. 
+ fasciatum Rss. — Häufig. 
n binodosum Röm. — Selten. 
” pseudoclathratum d’Orb. — Sehr häufig. 
Voluta Roemeri Gein. — Häufig. 


Mitra Roemeri d’Orb. — Sehr häufig. 
„. clathrata Rss. — Sehr häufig. 
Actaeon ovum Duj. — Sehr häufig. 


Dentalium medium Sow. — Sehr häufig. 
5 glabrum Gein. — Selten. 
P sp. — Zahlreiche Steinkerne. 


Zahlreiche unbestimmbare Gastropodensteinkerne. 
Cardita tenuicosta d’Orb. — Häufig. 
Nucula pectinata Sow. — Sehr häufig. 
„  semäilunaris v. Buch. — Sehr häufig. 
Plicatula nodosa Duj. — Selten. 
Venus parva Sow. — 1 Exemplar. 
„ sp. — 1 Exemplar. 
Inoceramus Brongniarti Park. — Einige Exemplare im Gestein. 
sp. — Sehr häufig, Schalen und Schloßfragmente. 
Pecten Nilssoni Goldf. — 1 Exemplar im Gestein. 
Spondylus sp. — Häufig, Schalenbruchstücke. 
Exogyra lateralis Rss. — Selten. 


Ostrea hippopodium Nilss. — Selten. 
»„ proteus Rss. — Selten. 
»„ sp. — Zahlreiche Schalenbruchstücke (cf. O. semiplana). 


Schalenbruchstücke und Steinkerne von unbestimmbaren Bivalven. — 
Sehr häufig. 

Terebratulina chrysalis Schl. — Selten. 

Pollicipes sp. — 1 Exemplar. 

Cidaris sceptrifera Mant. (Stachel). — Häufig. 
5 subvesiculosa d’Orb. (Stachel, Schalenbruchstücke). — Häufig. 
5 Sorigneti Desh. (Stachel). — Selten. 
»„ Reussi Gein. (Stachel). — Selten. 


Holaster placenta Ag. — 1 Exemplar im Gestein. 
Parasmilia sp. pl. — Häufig. 

Trochocyathus sp. pl. — Häufig. 

Craticularia vulgata Poc. — Sehr häufig. 
Pleurostoma scyphus Pod. — Sehr häufig. 

a bohemieum Zitt. — Häufig. 
Ventriculites odontostoma Rss. — Selten. 
Plocoscyphia pertusa Gein. — Selten. 
khizopoterion cervicorne Goldf. sp. — Sehr häufig. 
Corynella sp. — Häufig. 

Porosphaera globularis. — Selten. 
Viele unbestimmbare Korallen und Spongien. 


[13] Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 87 


Südlich Chvojno bei Holic, südlich Kote 249 befinden sich einige 
Steinbrüche im lichtgrauen, sehr festen, sogenannten klingenden 
Inoceramenpläner. Ich fand in diesem Pläner: 


Fischzähne. 

Oyclolepis Agassizi Gein. (Schuppen). 

Dentalium medium Sow. 

Pinna nodulosa Rss. 

Pecten Nilssoni Goldf. 

Inoceramus Brongniarti Park. (riesige Exemplare). 
R labiatus Gein. 

Ostrea sp. 
Oristellaria rotulata d’Orb. 
Sequoia Reichenbachi Gein. sp. 
Frenelopsis? bohemica Velen. 


Fundort Kunöticer Berg nordnordöstlich Pardubitz. 


Die im dortigen gefritteten Plänermergel (Porzellanjaspis) vor- 
kommenden Fossilien habe ich zuerst im Jahrbuch der k. k. geol. 
R.-A. 1895, Bd. 45, pag. 162, besprochen. Später hat Herr Dr. K. 
Hinterlechner im Jahrbuch 1900, Bd. 50, pag. 473, und in Verhand- 
lungen 1902, pag. 192, nach meinen brieflichen Mitteilungen einige 
Nachträge zu meinem Verzeichnisse vom Jahre 1895 veröffentlicht. 

Seit diesen letzten zwei Publikationen habe ich am Kunöticer 
Berge weitere für diese Lokalität neue Fossilien gefunden, ferner 
hat mir auch der obgenannte Herr Lehrer Ant. Sluga aus Kunetie 
viele Fossilien aus dem gefritteten Plänermergel vom Kunßticer 
Berge zugesandt. 

Es sind also bis heute am Kundticer Berge folgende Fossilien 
gefunden worden: 


Oxyrrhina angustidens Rss. (Zähne, ein Wirbel). 
Lamma sp. (Zähne). 
Corax sp. ind. (Zähne). 
Osmeroides Lewesiensis Ag. (Schuppen). 

= divaricatus Gein. (Schuppen). 
Beryx ornatus Ag. (Schuppen). 
Oladocyclus Strehlensis Gein. (Schuppen). 
Oyclolepis Agassizi Gein. (Schuppen). 
Lepidenteron (Knochen). 
Koprolithen. 


Peroniceras sp. — Sehr nahe verwandt mit Peroniceras 
(Schlönbachia) subtricarinata d’Orb. sp. (nach 
freundlicher Bestimmung des Herrn Dr. Fr. 
Kossmat; Herr Dr. W. Petrascheck hat 
ein zweites Exemplar von dieser Stelle als 


88 


Jaroslav J. Jahn. 


cf. Schlönbachia tricarinata d’Orb. bezeichnet; ich 

habe dasselbe Exemplar in der Arbeit K. Hinter- 

lechners im Jahrbuch 1900, pag. 473, als Cos- 
moceras Schlönbachi Fritsch, Gruppe der Schlön- 
bachia [Peroniceras], angeführt). 

Hamites bohemicus Fritsch = Fric). 
h sp. (cf. verus Fr.). 

Helicoceras Reussianum Gein. 

Baculites sp. ind. 

Aptychus cretaceus v. Münst. 

Natica vulgaris Rss. 

Trochus Engelhardti Gein. 

E amatus d’Orb. 

1 sp. ind. (vielleicht zwei verschiedene Formen, 
stark gefrittete, zum Teil verunstaltete 
Steinkerne). 

Turbo decemcostatus v. Buch. 
Pleurotomaria elongata? Röm. 
Aporrhais megaloptera Rss. sp. 

»„.... papillionacea Goldf. sp. 

2 Reussi Gein. sp. 

Rostellaria coarctata Gein. 
H stenoptera Goldf. 
Cerithium Luzicianum Gein. 


- pseudoclathratum d’Orb. 
= fasciatum Rss. 
u sp. ind. (2—3 verschiedene, nicht näher 


bestimmbare Formen). 
Voluta elongata d’Orb. 
Avellana sp. 
Acmaea depressa Gein. 
Patella sp. pl. 
Dentalium medium Sow. 

R glabrum Gein. 
Turritella sp. (zwei verschiedene Formen). 
Scala decorata Grein. 

” Sp. 

Cardium n. sp. 
’ sp. 
Venericardia sp. ind. 
Astarte nana Rss. 
Nucula semilunaris v. Buch. 
= ovata Mant. 
e pectinata Sow. 
Leda siligqua Rss. 
Arca Geinitzi Rss. 

„. undulata Rss. 
Gastrochaena amphisbaena Gein. 
Corbula caudata Niülss. 
Inoceramus latus Mant. 


[14] 


[15] Einige neue Fossilienfundorte in der ostböhmischen Kreideformation. 89 


Inoceramus labiatus Gein. (= mytiloides Mant.) 
S planus Münst. 
- Brongniarti Park. 

Pecten squamula Lamk. 

„ Nilssoni Goldf. 
Plicatula nodosa Duj. 
Terebratulina gracilis Schl. 
Öytherella complanata Rss. 
Bairdia subdeltoidew Münst. 
Scalpellum maximum Sow. var. 
Holaster placenta Ag. 


» Sp. 
Micraster de Lorioli Nov. 
Unbestimmbare Echinidenreste. 
Holothuria (Fri@ Priesener Schichten, Fig. 150). 
Parasmilia centralis Mant. 
Trochocyathus sp. 
Spongiennadeln. 
Oristellaria rotulata d’Orb. 
Nodosaria Zippei Rss. 
lorgneiana d’Orb. 


: oligostegia Rss. 
h annulata Rss. 
5 aculeata d’Orb, 


A Mayeri Fr. 
Marginulina ensis Rss. 
Flabellina cordata Rss. 
Frondicullaria angusta Nülss. 
inversa Kess. 
apiculata Rss. 
2 Cordai Rss. 
Globigerina sp. 
cf. Salix macrophylla Rss. 
F'renelopsis? bohemica Velen. 
Sequoia keichenbachi Gein. sp. 
Mehrere unbestimmbare Algenreste. 


B)] 


” 


Die gehobene Scholle des gefritteten Plänermergels am süd- 
lichen Abhang des Kunöticer Berges erscheint also als einer der 
reichhaltigsten Fundorte im Gebiete der Priesener Schichten. 

Ich habe bereits im Jahrbuch 1900, pag. 476 gesagt, daß am 
Kunticer Berge in dem gefritteten Pläner sich dieselbe Fauna vor- 
findet, wie am linken Uferabhange der Elbe bei Pode&äple und 
Lukovna. 

Ferner habe ich bereits in Verhandlungen 1902, pag. 192 darauf 
hingewiesen, daß in Sezemice im Mergel der Priesener Stufe derselbe 
Ammonit (Peroniceras aus der Gruppe der Schlönbachia subtricarinata) 
gefunden worden ist, der auch im gefritteten Pläner am südlichen 
Abhange des Kunäticer Berges vorkommt, und daß zwischen diesen 
beiden Lokalitäten ein beträchtlicher Höhenunterschied existiert. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (J. J. Jahn.) 12 


90 Jaroslav J. Jahn. [16] 


Wenn man nun die soeben mitgeteilte Liste der Fossilien vom 
Kuntticer Berge mit dem weiter oben angeführten Verzeichnisse der 
Versteinerungen aus den Priesener Schichten am linken Uferabhange 
der Elbe bei Podöäple und Lukovna vergleicht, so sieht man, daß 
sowohl bei Lukovna und Pod£äple als auch am südlichen Abhange 
des Kunßticer Berges, also um zirka 80 m höher, dieselben Leit- 
fossilien vorkommen, so daß der weiche, schmierige Mergelton am 
Fuße des Kunsticer Berges zu demselben Horizont der Priesener 
Stufe gehört wie das porzellanjaspisartige, sehr harte Gestein am 
Kunöticer Berge. Während der Eruption des Kunsticer Nephelin- 
Tephrits hat also außer der Frittung auch eine beträchtliche 
Hebung des untersenonen Sediments der Priesener Stufe statt- 
gefunden. 

Ich verweise in dieser Hinsicht auf die diesbezüglichen Er- 
örterungen des Herrn Dr. K. Hinterlechner im Jahrbuch 1900, 
pag. 476. 


a a 


Studien über die Inntalterrassen. 
Von Dr. O0. Ampferer. 


Mit einer Tafel (Nr. V) und 17 Zinkotypien im Text. 


Die Erforschung der Inntalterrasse hat vor allem durch die 
Arbeiten von Blaas und Penck einen gewissen Abschluß gefunden, 
indem eine Erklärung ihrer Entstehung und ihres Alters gegeben 
werden konnte, gegen deren Wahrscheinlichkeit keine der bisher 
bekannt gewordenen Beobachtungen Einsprache erhebt. 

Penck hat dieser Erklärung in der dritten Lieferung der „Alpen 
im Eiszeitalter“ folgende Gestalt verliehen. 

Die Terrasse ist während einer großen Schwankung beim Rück- 
zug der Würmvergletscherung entstanden, als das Inntal bis über 
Imst hinauf eisfrei geworden war. In diesen Raum schütteten der 
Inn und seine Zuflüsse mächtige Schuttkegel, bis durch ein neuer- 
liches Anschwellen der Eismassen der Zillertalergletscher als ge- 
waltiger Querwall das Inntal abdämmte und so Veranlassung zur 
Aufstauung des Achen- und Inntalsees gab. Der letztere See gewann 
zeitweise eine Ausdehnung von 70 km bei einer mittleren Breite von 
3:5 km und etwa 200 m Tiefe. Statt der Schuttkegel luden nun die 
Bäche steilgeschichtete Deltas in den See, dessen Verlandung durch 
Einschaltung von Bändertonlagern, Sanden, Kiesen und gröberen 
Schottern vor sich ging. Dann drangen von allen Seiten die Gletscher 
darüber vor und vereinigten sich im Inntale zu einem großen Eis- 
strom, der seine Endmoränen oberhalb von Kufstein im Kirchbichler 
Walde (Bühlstadium) hinterlassen hat. 

Für die nachfolgenden Untersuchungen bilden diese Ergebnisse 
insofern die Unterlage, als dieselben von der Voraussetzung aus- 
gehen, daß die Inntalterrasse als eine zusammenhängende, einheit- 
liche Talausfüllung von dem vordringenden Eise überdeckt wurde, 
welche nicht vorher durch Erosionsvorgänge in einzelne Stücke zer- 
schnitten worden war. Die Annahme einer vorhergegangenen Erosions- 
periode erscheint überhaupt bei der Art der Entstehung der Inntal- 
terrasse als ausgeschlossen. Die Terrasse als Rest der Verlandung 
eines durch den quervorliegenden Zillertalgletscher bedingten Stau- 
sees konnte nur dadurch dem Eingriff der Erosion verfallen, daß 
dieser Querwall sich zurückzog. Solche Schwankungen des vorliegen- 

Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (O. Ampferer,) 12* 


92 Dr. 0. Ampferer. [2] 


den stauenden Eisdammes können nicht als ausgeschlossen betrachtet 
werden und sie hatten jedenfalls beträchtliche Erosionswirkungen in 
dem dadurch freigelegten Stauland zur Folge. Indessen mußten bei 
dem Wiederanschwellen der Vergletscherung die Lücken, welche 
die Erosion eingerissen hatte, neuerdings gefüllt werden. Der 
Mechanismus dieser Vorgänge zwingt, zur Annahme, daß die Auf- 
schüttung des Inntalstausees bis zur Überdeckung durch die darüber 
vorrückenden Gletscher entweder überhaupt nicht oder nur vorüber- 
gehend durch Erosion unterbrochen wurde, wobei die entstandenen 
Hohlräume immer wieder geschlossen wurden. Der Eisstrom des 
Bühlstadiums mußte sich im Gebiete des Inntales von Imst bis zur 
Mündung des Zillertales über die annähernd horizontale Oberfläche 
einer gewaltigen Talausfüllung von Lehm, Sand und Schotter bewegen. 
Heute sind von jener großartigen Schutteinlage des Inntales nur mehr 
einzelne Stücke erhalten, welche als Terrassen abwechselnd im Süden 
oder Norden des Flusses lagern. 

Umfangreiche, durch mehrere Jahre fortgeführte Begehungen 
im gesamten Verbreitungsgebiete der Inntalterrasse haben mir nun 
den Nachweis gebracht, daß diese Zerstücklung der ursprünglichen 
Schuttausfüllung zum allergrößten Teil nicht ein Werk der Wasser- 
erosion, sondern ein solches der Gletschererosion ist. Die Begrenzung 
und Formung der einzelnen Terrassenstücke ist hauptsächlich durch 
glaziale Arbeit geschehen, wie an zahlreichen Stellen noch der Mantel 
der darüber gebreiteten Grundmoränen sicherstellt. Ausgehend von 
der Annahme, daß der vorliegende Eiswall des Zillertalgletschers die 
Ursache zur Aufstauung einer riesigen Schuttlage im Inntale war, 
läßt sich beweisen, daß die vorstrebenden Eismassen in diesen Schutt- 
körper mit annähernd ebener Oberfläche mächtige und eigenartige 
Hohlformen eingruben, deren Erzeugung man bisher vielfach der 
Flußerosion zuschob. Da die Schuttausfüllung an vielen Stellen aus- 
gedehnte Felsterrassen verhüllte, so sind auch diese in ganz gleicher 
Weise dem Einfluß der Eiserosion erlegen. Die Gletscher fanden 
ein mehrere hundert Meter hoch mit Schutt ausgefülltes, sehr breites, 
sehr flaches Tal, in das sie ihre Bahn eintieften. 

Es soll nun die Aufgabe der nachfolgenden Untersuchungen 
sein, von Stelle zu Stelle nachzuforschen, in welcher Weise aus der 
großen Schuttanfüllung die heutigen Formen und Teile der Terrasse 
entstanden sind. Die in ‘den Arbeiten meiner Vorgänger nieder- 
gelegten Summen von Beobachtungen habe ich, soweit sie mir zu- 
gänglich waren, benützt und auch meist an Ort und Stelle geprüft. 
Ohne die Früchte ihrer zahlreichen mühsamen Wanderungen und 
Forschungen wäre die vorliegende Untersuchung zur Unmöglichkeit 
geworden. Von einer Aufzählung der in Betracht kommenden Arbeiten 
habe ich abgesehen, da sie nur eine Wiederholung bieten könnte von 
dem, was in Blaas „Geologischer Führer durch die Tiroler und 
Vorarlberger Alpen“ und in Penck und Brückner „Die Alpen 
im Eiszeitalter“ bequem zusammengefaßt zu übersehen ist. Die 
Arbeit bringt zuerst eine Beschreibung der einzelnen Terrassen, 
wobei aus dem reichen Formenschatz derselben diejenigen Züge, 
welche noch von der Einwirkung des Eises überliefert sind, eine 


[3] Studien über die Inntalterrassen. 93 


besondere Beachtung finden. So schafft die Untersuchung eine ge- 
nauere Würdigung der glazialen Oberflächenelemente eines großen 
Alpentales. Im Anschluß ist dann noch eine Übersicht der wichtigeren 
Ergebnisse und Schlußfolgerungen beigefügt. 


Beschreibung der einzelnen Terrassen. 


Terrasse von Imst—Tarrenz. 
(Fig. 1 und 2.) 


Die breite Terrasse, welche an der Westseite von Imst vorbei 
in mächtigem Bogen aus dem Inntal ins Gurgltal gespannt ist, besteht 
nur in sehr untergeordneter Weise aus geschichteten Sanden und 
Schottern. Nur an den Mündungen der Rosengartlschlucht (Fig. 1 u. 2), 
des Melchbaches, des Salvesentales sind Reste von horizontalgeschich- 
teten Sanden und Schottern zu einer Nagelfluh verkittet erhalten. 


Fig. 1. 


ENTE 


CA a 


Nord ; 800 7 


Zeichenerklärung: 


2 Horizontal geschichtete 
Grundgebirge. === Tone, Sande,Kiese, Schotter 
(lose oder verkittet). 


Ba Grobes Blockwerk oder 
Bachschuttkegel. 


Grundmoräne. WeLer2 
ELLE 


Fig. 1 stellt einen Schnitt entlang der Rosengartlschlacht gegen Inst dar. 


Fig: 2 gibt einen Schnitt wieder, der an derselben Stelle (920 m) beginnt und 
ungefähr rechtwinklig zum ersten verläuft. 


Sämmtliche Profile sind im gleichen Verhältnis von Höhe und Länge gezeichnet. 


94 Dr. OÖ. Ampferer. [4] 


Obwohl diese Vorkommnisse gleichsam im Rachen von reichlich schutt- 
liefernden Bächen der Kalkalpen lagern, bestehen sie zum weitaus 
größten Teile aus wohlgerundeten zentralalpinen Geröllen einer Fluß- 
ablagerung. Ihre Bedeutung für den Aufbau der anliegenden Terrasse 
beruht nicht auf ihrer verschwindend geringen Masse, sondern viel- 
mehr auf dem Umstande, daß sich aus ihrer Lagerung in Zusammen- 
hang mit einigen Schotterresten am Nordwestfuße des Simmerings der 
Schluß auf eine vollständige Ausfüllung des Gurgltaies und Verbindung 
mit den Schuttmassen der Mieminger Terrasse ziehen läßt. 

Die noch erhaltenen Reste dieser Nagelfluh lehnen sich in der 
Umgebung von Imst und Tarrenz in Nischen der Felsterrasse an. Diese 
selbst ist allenthalben sehr gut erschlossen und von gut gearbeiteten 
Grundmoränen überlagert. An sehr vielen Stellen ist die Auflagerung 
der Grundmoränen auf dem geschliffenen und geschrammten Fels zu 
sehen, so besonders bei Gunglgrün, westlich und nördlich von Imst 
und im Norden von Tarrenz. Während sich aber diese Grundmoränen 
sowohl durch die Art ihrer Ausbildung und die Gesellschaft ihrer Ge- 
schiebe als Erzeugnisse des Inntalgletschers ausweisen, finden wir in 
den höheren Teilen der Terrasse über diesen Grundmoränen massen- 
haften kalkalpinen Schutt. Wenn wir die Formen seiner Ablagerung 
und seine Zusammensetzung eingehender verfolgen, so kommen wir 
zur Anschauung, daß wir darin die Ablagerungen von Lokalgletschern 
zu erkennen haben. Sie nehmen ihren Ausgang vorzüglich aus den 
sroßen Karen am Muttekopf und im Norden des Lakesberges. Natür- 
lich wurden ihre Ablagerungen von den kräftigen Bergbächen mannig- 
fach ergriffen und umgestaltet. 

Damit ist in kurzen Strichen der Aufbau dieser Terrasse be- 
zeichnet. Sie unterscheidet sich von allen anderen Stücken der Inn- 
talterrasse durch ihren bogenförmigen Verlauf, der die Krümmung 
des Gurglbaches in verstärktem Ausmaß befolgt. Der breite und 
ausgedehnte Abschnitt zwischen Inn und Rosengartlschlucht ist voll- 
ständig quer ins Gebirgsstreichen hineingegraben. Soweit die mäch- 
tigen auflagernden Schuttmassen den Einblick in die Gestaltung des 
Felsgrundes gestatten, haben wir eine bergwärts ansteigende, unregel- 
mäßige Fläche vor uns, die mit breiten, an- und absteigenden Furchen 
und mit Rundbuckeln besetzt ist. Eine der auffallendsten Felsfurchen 
zieht über Gunglgrün hinweg. Sie hebt sich entschieden ansteigend 
aus der ungegliederten felsigen Innflanke bis zur Ortschaft Gunglgrün, 
wo sie sich dann verbreitert in mehrere Furchen gabelt, zwischen 
denen Rundhöcker aufragen, und wieder absenkt. An mehreren 
Stellen kann man an den geschrammten Felsen erkennen, daß die 
Richtung des großen Furchenzuges mit der Richtung der Schrammen 
übereinstimmt. Ausgezeichnet erschlossen sind auch schräg ansteigende 
Schlifffllächen an dem Wege, der südlich der Rosengartlischlucht bergan 
führt. An diesem Wege sieht man auch die Grundmoränen, welche 
stellenweise die Schliffe bedecken, ganz bis zu den Häusern von Imst 
herabsteigen. Nördlich von Imst, entlang dem Wege, der sich ins 
Salvesental und zum Hochtennsattel emporzieht, begegnen wir eben- 
falls oberhalb der Reste von geschichteten Schottern großen, schön 
geschliffenen, ebenen Felsflächen, auf denen mächtige Grundmoränen 


[5] Studien über die Inntalterrassen. 95 


aufruhen. Auch hier ziehen die Grundmoränen ins Tal hinunter. In 
großartiger Weise tritt die Felsunterlage östlich der Salvesenschlucht 
auf der Hochfläche von Ober-Tarrenz hervor. Breite Furchen, Wannen 
und ausgeprägte Rundhöcker treten uns entgegen, häufig von Resten 
gut gearbeiteter Grundmoräne begleitet. Die Furchen steigen in 
nordöstlicher Richtung bergan. An allen Stellen, wo Reste der ge- 
schichteten Schotter der Inntalterrasse hier vorhanden sind, ragen 
dieselben nicht über die Oberfläche der umgebenden geschliffenen 
Felshöhen hinaus. Aus den Aufschlüssen im Süden der Rosengartl- 
schlucht geht außerdem hervor, daB der an der Mündung jener 
Schlucht erhaltene Rest von geschichteten Schottern nicht bloß in der 
Höhe, sondern auch im Abfall gegen das Gurgl- und das Inntal von 
den Schlifflächen und der dazugehörigen Grundmoränendecke abge- 
grenzt wird. Dieser so durch Glazialgebilde begrenzte Konglomerat- 
rest von Imst stellt zugleich das westlichste Vorkommen der Inntal- 
aufschüttung dar. 

Betrachten wir nun noch die Terrasse von Imst in ihrer ge- 
samten Lage, so beobachten wir, daß sowohl ihr südwestliches wie 
ihr nordöstliches Ende nicht frei ausgeht, sondern von höheren, vor- 
lagernden Rücken des Grundgebirges eingeschlossen wird. Der Berg- 
rücken des Lakeswaldes, welcher sich über Gunglgrün herabstreckt, 
scheidet die Imster Terrasse vom oberen Inntal. In der Gegend von 
Ober-Tarrenz schiebt sich hinwiederum vom Sinnesjoch der Sießen- 
kopf kräftig vor und bildet den Abschluß der Terrasse gegen Nord- 
osten. So ähnelt die ganze Terrasse einem breiten Sofa mit Seiten- 
und Rückenlehnen. Die Seitenlehnen sind jedoch in gewissem Sinne 
durchbrochen. Die mächtige Furche, welche sich aus dem Inntale 
gegen Gunglgrün erhebt und den Scheiderücken des Lakeswaldes 
durchsägt, ist schon erwähnt worden. Bei Ober-Tarrenz erheben sich 
die Furchen des Felsgrundes gegen den vorliegenden Bergkörper, ja 
es steigt eine steile und schmälere Fortsetzung der Terrasse zum 
Sießenkopf empor und verbindet so die tiefere Terrasse von Tarrenz 
mit jener hochgelegenen, die sich zwischen dem oberen (1657 m) und 
unteren (1532 m) Sießenkopf ausbreitet. Auch gegen die zurück- 
liegenden Berge erhebt sich die Terrasse in mehr allmählichem Anstieg. 

Diese gewaltige Gehängeeinbuchtung mit den geschilderten 
Eigentümlichkeiten ist als Erosionsbildung fließenden Wassers nicht 
verständlich. Wenn wir auch anzunehmen berechtigt sind, daß der 
heutige Gurglbach durch die Zuflüsse, welche ihm aus dem damals 
noch offenen Fernpaßtale zuteil wurden, beträchtlich verstärkt war, 
so kann er doch unmöglich diese seitliche Aushöhlung der Berghänge 
bewirkt haben. Auch der Inn kann nicht zur Erklärung dieser Form 
herangezogen werden. Gegen die Bildung dieser Terrasse durch 
Wasserkräfte des Gurglbaches oder des Inns sprechen auch die drei 
Bäche, welche jetzt tiefe, aber schmale Gräben in dieselbe einge- 
schnitten haben. Da sie sehr reichlichen Schutt aus ihren Einzugs- 
gebieten zu Tal bringen, bauen sie große Schuttkegel in das Gurgltal 
hinaus und drängen dessen Bach ganz in das jenseitige Felsufer des 
Tschirgants. Wie man fast in jedem Tale beobachten kann, schützen 
solche stark schuttfördernde Bäche am besten ihr eigenes Bergge- 


96 Dr. 0. Ampferer. [6] 


hänge vor dem Angriffe durch vorbeifließendes Wasser, indem sie das- 
selbe mit Hilfe der entgegengestreckten Schuttkegel wirksam abhalten. 
Auf Grund dieser Beobachtung ist die Annahme sehr wahrscheinlich, 
daß der Schinder-, Melch- und Salvesenbach vereint mit ihren Schutt- 
kegeln jederzeit einen bedeutsamen Angriff vorbeiströmenden Wassers 
auf ihre Berggehänge verhindert haben. Aber auch durch die Wirkung 
dieser Bergbäche kann die Terrasse nicht erklärt werden, da deren 
Lauf durch die tiefen Täler, welche bis zu den Karen hinaufleiten, bei 
der beträchtlichen Neigung der Terrasse ein eng vorgeschriebener ist. 
Die noch jetzt ausgedehnte Grundmoränendecke, die vielfach 
klar erhaltenen Schliffflächen sowie in Fels gegrabene Wannen, steil 
auf- und absteigende, einfache und verzweigte Furchen in Gesellschaft 
von Rundhöckern verbürgen uns eine getreue Überlieferung der 
Terrassenformen, aus der sich der Zustand nach dem Rückzuge des 
letzten großen Eisstromes mit Sicherheit erkennen läßt. Die seither 
eingetretenen Veränderungen äußern sich hauptsächlich in den Ein- 
schnitten der Bergbäche und in der mächtigen Überschüttung der 
Terrasse durch die Ablagerungen von jüngeren Lokalgletschern. Na- 
türlich hat sowohl die Grundmoränendecke als auch der glaziale 
Formenschatz des Felsgrundes durch Wassererosion und Gehänge- 
schutt manche Verminderung erfahren, jedoch nicht so, daß die 
wesentlichen Züge bis zur Unkenntlichkeit entstellt worden wären. 

Wie wir schon früher betont haben, stehen nun die Reste der 
seschichteten Schotter und Sande im Bereiche der Imster Terrasse 
in der engsten Beziehung zu der Gestalt des glazial bearbeiteten 
Felsgrundes. Gletscherschliffe und Grundmoränendecke überspannen 
gleichsam die Schotterreste, indem die Schottereinlagen nicht über 
die geschliffenen Felshöhen vorragen und die darauflagernden Grund- 
moränen an mehreren Stellen bis ins Tal hinabsteigen. 

Die Schotter und Sande sind gemeinsam mit dem umgebenden 
Grundgebirge umgestaltet worden und da wir annehmen müssen, daß 
die Schotter vor der Bedeckung durch das Eis nicht so erodiert wurden, 
kann die Umformung nur als Wirkung des darüber bewegten Eises 
aufgefaßt werden. Einigen Einblick in den Betrag der Erosion können 
wir durch Vergleich mit den Schottermassen der Mieminger Hoch- 
fläche erreichen. Während nämlich die Schotterreste der Imster 
Terrasse allenthalben unter 900 m Meereshöhe bleiben, erheben sich 
die breiten Schotter und Sandlagen östlich von Dormiz, am Abhang 
gegen das Gurgltal, bis über 1000 m, wo sie dann von einer zusammen- 
hängenden Grundmoränendecke abgeschlossen werden. Auch hier ist 
die ursprüngliche Oberfläche der Schottereinlagerung sicherlich höher 
gewesen, so daß wir bei einer Annahme der ursprünglichen Schotter- 
höhe um Imst von über 1000 » nicht zu hoch greifen. Uber 100 m 
sind sonach die höchsten Teile der Imster Schottermassen und ihre 
Felsumgebung erodiert worden und da die Grundmoränen ja weit 
ins Tal herabsteigen, muß die Erosionswirkung entlang dem Tale 
noch eine erheblich mächtigere gewesen sein. Die steil auf- und 
abstrebenden Furchen im Fels, die sich teilen und Rundhöcker 
umspannen, machen uns mit der Eigenart der Eiserosion bekannt. 
Während wir bei der Beschreibung der meisten anderen Terrassen- 


[7] Studien über die Inntalterrassen. 97 


stücke der Hauptsache nach nur Reste der großen Schuttausfüllung 
vor uns haben, ist hier fast die ganze Terrasse von dem strömenden 
Eise angelegt. 


Mieminger Ilochfläche. 
(Fig. 3—8.) 


Der mächtige Rest der Inntalschuttfüllung, welcher zwischen 
Nassereith und Telfs erhalten liegt, bildet höchstwahrscheinlich die 
Einlage in einer Talfurche, welche zwischen der Miemingerkette und 
dem Bergkamm Tschirgant—Simmering— Grünberg—Nachberg einge- 
senkt ist. Tiefe Ein- und Anschnitte durch Wassererosion haben den 
Aufbau der Schuttmassen hinreichend klar eröffnet. 

Östlich von Nassereith beginnt die Schuttfüllung mit steiler 
Böschung aus dem Gurgltale aufzustreben. Durch den Strangbach, 
dessen Schlucht die Straße gegen Holzleiten folgt, werden diese 
Ablagerungen in zwei auch stratigraphisch verschiedene Teile zerlegt. 
Nordwärts von diesem Bache lagert sich an das Gehänge des 
Wannecks eine harte Nagelfluh an, deren stellenweise horizontal 
geschichtete Massen bis über 1000 m Höhe erreichen. Sie besteht 
aus stark gerollten Flußgeschieben, in deren Bestand neben reichlichen 
und verschiedenartigen zentralalpinen Geröllen auch viele Gesteinsarten 
der Kalkalpen vertreten sind. Stücke dieses festen Konglomerats, 
das am Abfall gegen Nassereith von mehreren kleinen Verwerfungen 
in plumpe, schichtungslose Klötze und Türme zerschnitten wird, finden 
sich in den Schottern und Grundmoränen der Umgebung. Als eine 
etwas im Gehänge vortretende Stufe zieht sich diese Nagelfluh in 
gleicher Höhe (ungefähr 1000 m) an der Nordseite des Strangbaches 
hinein, bis sie unter den Schottern verschwindet, auf denen der 
Weiler Aschland steht. An der Südseite des Baches erscheint diese 
Nagelfluh nirgends aufgeschlossen und an ihrer Stelle bauen lose 
Sande und Schotter eine ebenso hohe Terrasse auf. 

Am Abfall der Nagelfluh gegen Dormiz und Nassereith lagern 
vielfach kleinere Reste von Grundmoränen auf derselben, die sehr 
viele zentralalpine Geschiebe enthalten. Weiter talaufwärts sind an 
die Bänke der Nagelfluh geschichtete Schotter, sandiger Lehm, dann 
Schotter mit Einlagen von Mehlsanden angelagert. Die besten Auf- 
schlüsse erhält man in der Umgebung des Annastollens (1016 m), 
der selbst genau längs der Oberfläche der hier deutlich geschichteten 
Nagelfluh hineingetrieben ist. Unmittelbar über der anscheinend 
geglätteten Decke der Nagelfluh finden sich hier Spuren einer Grund- 
moräne, dann folgen Mehlsande und Schotter, darüber deutliche Grund- 
moräne mit gekritzten Geschieben. Gewaltige Massen von Gehänge- 
schutt schieben sich vom steilen, zerrissenen Berggehänge herunter. 

Dem südlich des Strangbaches gelegenen Teile der Schuttmassen 
ist ein mächtiger, schräger Schuttkegel vorgelagert, der durch den 
Strangbach und zahlreiche Gräben der höher ausstreichenden Schotter 
und Grundmoränen gebildet wurde. 

Am südlichen Ufer des Baches begegnen wir unklaren Vor- 
kommnissen von Grundmoränen, in höherer Lage sehr mächtigen, 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (0. Ampferer.) 13 


98 Dr. O. Ampferer. [8] 


horizontal geschichteten Lagen von gröberem und feinerem, vorzüglich 
zentralalpinem Schotter. Die Hochfläche, welche diese Schotter tragen, 
besteht aus einer Decke von gut gearbeiteter Grundmoräne, die 
überall an der Stirn des Steilabfalles frei in die Luft ausgeht. Die 
Grundmoränendecke liegt nur an den Rändern frei vor, in dem ganzen 
Gebiete zwischen dem Abhange des Simmerings und den Ortschaften 
Holzleiten— Weißland—Oberstraß—Finsterfiecht breitet sich noch eine 
jüngere glaziale Ablagerung eines Lokalgletschers darüber. Derselbe 
entstammte dem Lehnbergtale und warf in der Gegend südlich von 
Weißland seine Morännenwälle und Schuttfelder auf, die vorzüglich 
aus Wettersteinkalk und Hauptdolomitgesteinen bestehen. Eigentümliche 
Wechsellagerungen von geschichteten Schottern, Sanden, Bänderton 
und Grundmoränen erschließt der obere Graben des Strangbaches 
gegenüber der Ortschaft Aschland (Fig. 3). Wir finden bei 1020— 1040 m 
Höhe nahe über dem Bache an seiner Südseite ein Lager von gut 


Fig. 3. 


Holzleiten 


gearbeiteter Grundmoräne (6) mit schönen gekritzten Geschieben. 
Darüber lagern gröbere horizontal geschichtete, lagenweise verkittete 
Schotter (5), sehr dünn geschichteter, feinsandiger Bänderton (4), ge- 
schichtete, feinere Schotter (3), endlich wieder sehr deutliche Grund- 
moräne (2) mit einer Decke von geschichteten Schottern (1). Da weiter 
aufwärts im Bachbett schon das Grundgebirge (Hauptdolomit) ansteht 
und beide Grundmoränen sehr stark bearbeitet sind (reich an gekritzten 
Geschieben), können sie nicht von kleinen Lokalgletschern abstammen, 
obwohl der größte Teil der Geschiebe aus Hauptdolomit besteht. Der 
untere Rest von Grundmoränen ist nicht weit erschlossen, der obere 
keilt gegen Westen deutlich zwischen den geschichteten Schottern aus. 
Es liegt die Annahme nahe, die untere Grundmoräne einer älteren 
Vergletscherung zuzusprechen und das Auskeilen der oberen durch 
teilweise Erosion und UÜberschüttung von seiten des Lokalgletschers 
des Lehnbergtales zu erklären. Östlich des Schuttfeldes des eben 


[9] Studien über die Inntalterrassen. 99 


senannten Lokalgletschers gelangen wir in die großartigste Grund- 
moränenlandschaft des tirolischen Inntalgebietes. Der aus dem Lehn- 
bergtal herabfließende Sturlbach schneidet von seinem Eintritt in die 
Mieminger Hochfläche bei Arzkasten bis zum Felsdurchbruch bei 
Schloß Klamm unausgesetzt in mächtige Massen von vorzüglich und 
typisch entwickelter Grundmoräne ein. 

Die ganze Breite der Terrasse vom Abfall des Nißkogels bis 
zu dem des Grünberges und Saßberges nehmen von Oberstraß und 
Finsterfiecht im Westen bis über Barwies und Obermieming hinab 
Grundmoränen ein. Daß es sich nicht bloß um eine dünne Decke, 
sondern um eine mächtige Auflagerung handelt, zeigen die vielen 
eingeschnittenen Gräben. Wenn wir die Unterlage dieser gewaltigen 
Decke kennen lernen wollen, so bietet uns das Tal des tief einge- 
fügten Klammbaches und seine Seitengräben den besten Aufschluß. 
Während wir in der Umgebung von Holzleiten schon in einer Höhe 
von über 1000 m unter der Grundmoränendecke auf die geschichteten 
Schotter stießen, reichen dieselben im Aufrißgebiete des Klammbaches 
nirgends über 870 m empor. Ich habe alle Gräben dieses Tales genau 
untersucht und bin zu dem Ergebnis gekommen, daß nicht nur im 
Westen nnd Osten von dieser Talfurche die Grundmoränen schräg 


Fig. 4. 
R Schloß Klamm 
Sue 
Mötz a N 


über die Schotterunterlage bis nahe an das Innbett herabsteigen, 
sondern daß die Oberfläche der Schotter und Sande auch quer zur 
Talrichtung eine starke Abschrägung erfahren hat. An der Westseite des 
Tales überdecken die Grundmoränen bei Schloß Klamm (Fig. 4) und in 
den Gräben, welche zur Ortschaft Wald ansteigen, ungefähr bei 870 m, 
die geschichteten Ablagerungen, wogegen an der Ostseite gegenüber 
die Grenze stark herabsinkt und unterhalb der Streichenkapelle bei 
740 m durchzieht. Dabei ist die Grenze ziemlich scharf und die hellen, 
weißlichgrauen Grundmoränen heben sich deutlich von den horizontal 
geschichteten Schottern ab, die vielfach Lagen von feinerem Sand ent- 
halten. Außerordentlich verschiedenartig ist auch die Gesteinsführung 
der beiden Ablagerungen. Die Grundmoränen bestehen, obwohl sie 
auf den Schottern ruhen, welche vielleicht 60—70°/, zentralalpine 
Gerölle enthalten, zum größten Teile aus Kalk und Dolomitgeschieben. 
Die zentralalpinen Geschiebe erreichen im Durchschnitt nicht 10°/, 
der mit freiem Auge erkenntlichen Bestandteile. Die geschichteten 
Schotter gehen in der Tiefe des Tales in mehr verfestigte Lagen 
über, wobei die feineren Sandlagen ein festeres Gefüge besitzen. 
Diese verkitteten Schotter und Sandlagen sind an mehreren Stellen 
im Klammtale als lotrechte Wände mit ausgehöhlten Galerien er- 
schlossen. Der nördlichste Aufschluß unterhalb von Schloß Klamm 
13* 


100 Dr. O. Ampferer. [10] 


zeigt ein mäßiges Fallen gegen Süden (6—8%), aus dem Penck 
den Schluß ziehen will, daß eine deltaartige Aufschüttung vorliege. 
(Alpen im Eiszeitalter Seite 334.) 

Dem steht jedoch entgegen, daß die großen Aufschlüsse dieses 
Konglomerats zu beiden Seiten des Baches weiter südlich in derselben 
Höhe horizontale Lagerungen aufweisen. Nach oben gehen die ver- 
kitteten Lagen allmählich in die losen über, mit denen sie auch 
gleiche Zusammensetzung verbindet. Einzelne auskeilende oder trans- 
sredierende Sand- und Schotterlagen sind vielfach zu sehen, ohne 
jedoch den Charakter der horizontalen Lagerung zu stören. An dem 
Eckhange zwischen Walder Graben und Klammtal gerade gegenüber 
und oberhalb von der innersten Mühle kann man beobachten, wie 
die hellgraue Grundmoräne sackartig in die gelblichen Schotter und 
Sandlagen eingreift. 

Wie schon erwähnt, ziehen die Grundmoränen auf beiden Tal- 
flanken bis hart zur heutigen Innebene hinab. Im Westen des Klamm- 
baches verkleiden sie von Wald herab in großer Ausdehnung die 
unteren Gehänge des Grünberges, wobei sie gleichmäßig auf den 
eingeschichteten Schottern und auf dem vielfach geschliffenen Grund- 
gebirge aufruhen. Westlich von Mötz sind mehrere größere Gletscher- 
schliffe erhalten, welche steil gegen Nordosten ansteigende Flächen und 
Schrammen besitzen. Auf der Ostseite des Klammbaches senken sich 
die Grundmoränen größtenteils über abgeschrägte Schotter herab und 
nur am Felsrücken, welcher die Wallfahrtskirche des Locherbodens 
trägt, liegen sie direkt auf abgerundetem Felsen und ziehen daran 
fast bis zum Dorfe Mötz herab. Zugleich weicht auf der einen Seite 
der Felswall des Grünberges gegen Norden, auf der anderen der 
des Locherbodens gegen Süden, so daß gleichsam in dem Sinne der 
geschrammten Felsen eine breite Furche in schiefer Richtung aus 
dem Inntale auf die Mieminger Terrasse emporführt. 

Diese Beobachtung ist geeignet, auf eigentümliche Bewegungen 
der großen Eisströme aufmerksam zu machen. Die Grundmoränen 
steigen zu beiden Seiten des Klammbaches bis nahezu in die. Tiefe 
des heutigen Inntales und ziehen sich am Gehänge des Grünberges 
bis ganz auf dessen Südseite nahezu zusammenhängend und über 
Glettscherschliffe herum. Es ist undenkbar, daß sich die Eismassen, 
welche über die Mieminger Hochfläche hinfloßen, hier mit völliger 
Umkehr ihrer Bewegungsrichtung zum Inntal absenkten. Wir müssen 
annehmen, daß bei Mötz Eis aus dem Inntale in schräger Richtung 
gegen die Mieminger Hochfläche emporgepreßt wurde. Damit stimmt 
die Richtung der Felsschrammen, die Form der Felsgehänge, das 
Auseinanderweichen der Bergkämme in diesem Sinne und die starke 
Abtragung der geschichteten Schotter nördlich des Kammes des 
Locherbodens. Es geht auch nicht an zu denken, daß das Eis nur 
zu einer Zeit hier aufwärts getrieben wurde, als kein Eisstrom sich 
auf der Mieminger Terrasse bewegte. Der zusammenhängende Grund- 
moränenmantel und seine gleichartige Entwicklung läßt diese Annahme 
als unwahrscheinlich erscheinen. 

In der Gegend nördlich von Barwies (Fig. 5), Obermieming und 
Affenhausen bedeckt wiederum die mächtige Ablagerung eines jüngeren 


[11] Studien über die Inntalterrassen. 101 


Lokalgletschers des Städtlbachquellgrundes die Grundmoränendecke. 
Zu beiden Seiten des Städtlbaches sind gewaltige Seitenmoränen 
erhalten, am Hochbüheleck haben wir Stirnmoränen, von denen ein 
breites Schuttfeld seinen Ausgang nimmt. Bei Barwies, Lehnsteig (Fig. 6) 
und Obermieming ist die Auflagerung dieses Schuttfeldes auf die 
Grundmoränen deutlich zu ersehen. So bedeutend die anschüttenden 
Wirkungen dieses Lokalgletschers waren, so ausgedehnt sind auch die 
erodierenden Einflüsse seiner Schmelzwässer. Während der Gletscher 
des Lehnbergtales nur zwischen Obsteig und Gschwent ein Geflecht 
von nunmehr toten Talzügen veranlaßte, gab der des Städtlbaches 
die Ursache zur Anlage mehrerer großer Talzüge und zur Weg- 
schwemmung der Grundmoränendecke in weiter Ausdehnung. 


Fig. 5. 
N 
J 7138 


Eos 
Sassberg 850 Barwies 881 REEL 
er fer TEELELOLELTOLTEGLLLLERELNE LE 
IST BEN ZERMP SG rupra2“ 


Jan , 


Östlich von dem mächtigen Schuttfelde des Städtlbachgletschers 
begegnen wir auf der Mieminger Terrasse nur mehr einzelnen spärlichen 
Resten von Grundmoränen, von denen der ausgedehnteste südlich von 
Wildermieming das Trockental begleitet, in dem die Straße von Ober- 
mieming gegen Telfs hinabzieht. Die Höhe der Terrasse nimmt in 
demselben Sinne gegen Osten an Höhe ab und ihr Gefüge wird durch 
drei tiefe Trockentäler zerlegt. Es sind dies der Talzug des Pulet, 
jener von Fiecht und der, welchem die Poststraße zwischen Ober- 


Fig. 6. 


ep 
Ay | # Lehnsteig 880” 2000 7 
Mühlried 830” Keiner See 893 u 
FAR EU ETERTERTETTTER er Rh on 

SET a a ya ra Ta 


mieming und Telfs folgt. Das Fiechtertal mündet in das Tal der 
Poststraße, das jedoch völlig unabhängig von dem des Pulet gegen 
die Talweitung von Telfs sich öffnet. Die schön geschlungene, überaus 
gleichmäßig geneigte Rinne des Pulet beginnt bei Wildermieming 
zwischen niedrigen Vorragungen von Hauptdolomit und schneidet dann 
im ganzen Verlaufe nicht mehr ins Grundgebirge. Nur an den Grund- 
moränenhügeln oberhalb von Wildermieming kommt dieser Tallauf mit 
Grundmoräne in Zusammenhang. Der Talzug, in dem die Poststraße 
angelegt ist, nimmt seinen Anfang bei Obermieming, wo im Süden 
noch die flache Bodenschwelle aus Grundmoränenmaterial - besteht, 
während von Norden das Schuttfeld des Judenbaches herabdrängt. 
Das Schuttfeld dieses Baches ist mit dem glazialen Schuttfelde des 


102 Dr. O0. Ampferer. [12] 


Städtlbaches innig vereint, obwohl die enge Felsschlucht des Juden- 
baches keinen eigenen Gletscher von Belang beherbergen konnte. 
Das anfangs breite, flache Tal gewinnt erst unterhalb von Affenhausen 
engere Begrenzung, wobei an seiner nördlichen Flanke, von der eben 
erwähnten Ortschaft bis zur Abzweigung des Weges zum Gerhartshof, 
Grundmoränen mit gelegentlich geschichteten Einlagen anstehen. Im 
untersten Teile ist das Tal in eine kurze Hauptdolomitschlucht ein- 
gegraben, welche wegen der Straße künstlich erweitert wurde. Das 
kurze Tal von Fiecht senkt sich von diesem Dorfe gegen Osten, 
während gegen Westen etwas nördlicher ebenfalls flache Talmulden 
hinabziehen, die bei Untermieming in dem nunmehr verlandeten Becken 
des Zeiner Sees münden. Dieser See selbst liegt in der Grund- 
moränendecke eingetieft und berührt nur am Südufer den Felshang 
des Saßberges. 

Das Tal von Fiecht berührt an seiner Südseite stellenweise den 
Felskörper des Achberges. Deutliche Grundmoräne ist in seinem Be- 
reiche nirgends erschlossen. Das große Schuttfeld des Städtl- und 
Judenbaches, von dem wir wissen, daß es durch einen jüngeren 
Lokalgletscher des ersteren Talgebietes im wesentlichen geschaffen 
wurde, ruht einerseits der mächtigen Grundmoränendecke auf, ander- 
seits bildet es gegen Süden und Osten den Ursprung der Terrassen- 
abschwemmung und der Trockentäler. Nur das Tal der Poststraße 
zeigt eine Strecke weit ältere Veranlagung, indem es eine Einlage 
von Grundmoränen aufweist. Die weitere Ausgestaltung dieses Tales 
sowie die Schaffung der anderen dürfen wir mit großer Wahrscheinlich- 
keit den Schmelzwassern des Städtlbachgletschers zuschreiben. Für 
die Rinne des Pulet haben wir sogar einen bestimmten Altersbeweis. 
Wie nämlich aus dem Lehnbergtale und dem Städlbachquellgrunde 
Lokalgletscher (des Gschnitzstadiums von Penck) hervorquollen, so 
geschah dies auch gleichzeitig aus dem Hintergrunde des Giesbachtales. 
Ein großer Teil des durch diesen Lokalgletscher geschaffenen Schutt- 
feldes, das fast nur aus Wettersteinkalk besteht, begleitet nun nicht 
bloß den Talzug des Pulet an seinem Nordufer, sondern findet sich 
sogar auf dem entgegengesetzten Ufer. Der breite, überaus glatt 
ausgehöhlte Talzug muß daher mindestens noch im Wasserbetrieb 
gestanden sein, als schon die äußersten Teile des eben beschriebenen 
Schuttfeldes des Giesbachgletschers abgelagert waren, da er sonst 
jedenfalls zugeschüttet worden wäre. Noch wahrscheinlicher ist es, 
daß er überhaupt erst nach der Ausbreitung jenes Schuttfeldes von 
Wassern des Städtlbachgletschers angelegt wurde. Die Unterlage des 
Schuttfeldes des Giesbachgletschers ist am schönsten am Ostrande der 
Mieminger Terrasse gegen den Giesbach (Fig. 7) und das Becken von 
Telfs offengelegt. Der Giesbach tritt aus seiner engen Felsklamm in 
eine breitere Talfurche heraus, die er quer in die Schuttmassen der 
Mieminger Terrasse eingeschnitten hat. Die Westseite dieser Tal- 
furche zeigt nun die geschichteten Schotter und Sande in typischer 
Entwicklung, unter denen nur am Fuß der Terrassenecke zwischen 
Mörderloch und der Mündung des Puletgrabens ein Grundmoränenrest 
zutage tritt. 

Die geschichteten, größtenteils zentralalpinen Schotter gehen 


[13] Studien über die Inntalterrassen. 103 


am Westufer des Giesbaches genau bis an die Felsen seiner Klamm 
heran. In einer Höhe von 780—790 m überlagern stark bearbeitete 
Grundmoränen mit zentralalpinen Geschieben die Schotter. Die Grenze 
ist nicht scharf und die Grundmoräne wird erst in den höheren Lagen 
frei von gerundeten Geröllen. Oberhalb der Schlauchfabrik wechsel- 
lagert die Grundmoräne an ihrer südlichen Endigung eine kleine 
Strecke mit den Schottern, indem sie geschichtete Lagen aufnimmt, 
zwischen denen sie gegen Süden zu verschwindet. Weiter südlich 
bauen die Schotter die Terrasse bis über 800 m Höhe allein auf. 
Die Grundmoränen setzen sich dagegen nach Norden, unmittelbar auf 
den Felskanten der Klamm ruhend, bis gegen 1000 m Höhe fort. 
Über ihnen lagert anfangs feiner Kalkschutt, der nach oben in gröberes 
Blockwerk von Wettersteinkalk übergeht. Dieser feinere Kalkschutt und 
das gröbere Blockwerk sind die Ablagerung des Giesbachgletschers, 
welche sich über den nordöstlichen Teil der Mieminger Terrasse, 
den Zimmerberg, bis zum Tal des Pulet und stellenweise sogar noch 
jenseits ausbreitet. Der darunter befindliche Grundmoränenrest ist 
sichtlich in einer Furche der Schotter eingelagert worden und die 
Wechsellagerung mit demselben durch gleichzeitige Wasserwirkung zu 


Fig. 7. 
Sa S 1200 "NV 
I N 3 
ES N 
rt RS 
X 
iR DES — 


37 


626 


erklären. Bemerkenswert ist auch die Erscheinung, daß hoch über 
der Mieminger Terrasse und über dem Schuttfelde des Zimmerberges 
längs des Weges, welcher von Wildermieming zu den Straßberger 
Mähdern leitet, Reste von gutgearbeiteter Grundmoräne mit zentral- 
alpinen Geschieben erhalten sind. Folgen wir dem Giesbache aufwärts, 
so gelangen wir ins sogenannte „Alpeltal“, in welchem wir zwei lange 
Seitenmoränen beobachten können, die an beiden Seiten des Baches 
talab ziehen. Auf einer derselben steht auch die „Alpelhütte* der 
Sektion München des D. u. OÖ. A.-V. Der diesen mächtigen Moränen- 
wällen zugehörige Gletscher breitete indessen seine Ablagerungen 
nicht bloß auf der Westseite des Giesbaches, sondern auch auf seiner 
Ostseite aus. Durch die tiefe Furche dieses Baches wird nämlich von 
der Mieminger Terrasse ihre Fortsetzung gegen Osten, die kleine 
Terrasse von St. Veit und des Emat Bödele, abgetrennt. 

Diese Abtrennung dürfte nicht sehr alt sein, da sich genau 
gegenüber der Mündung des Pulettales als Fortsetzung das in gleichem 
Sinne geneigte Trockental von Hinterberg einstellt, welches die höhere 
Terrasse von St. Veit von der tieferen des Emat Bödele scheidet. 
Die Mündung des Pulettales trifft bei 700 m den Boden des Giesbaches, 


104 Dr. O0. Ampferer. [14] 


die breite Mulde des Tales von Hinterberg setzt jenseits in 760 m 
Höhe ein und senkt sich sehr allmählich bis zum riesigen Schuttkegel 
der Erzbergklamm, der seine Öffnung schräg abschneidet. Da die 
beiden einander ergänzenden Stücke der Trockentäler fast senkrecht 
auf die Richtung des Giesbaches streichen, kann man kaum annehmen, 
daß derselbe das Stücktal von Hinterberg angelegt habe. Daher bleibt 
am währscheinlichsten die Annahme, daß darin eine Fortsetzung des 
Pulettales zu erblicken ist. Da nun aber der Beginn des Hinterberg- 
tales um ungefähr 60 m höher liegt, muß zur Zeit, als der Giesbach 
diesen Talzug entzweischnitt, die Stelle der jetzigen Mündung der 
Puletrinne um mehr als 60 m höher gewesen sein. Der Talzug des 
Pulet—Hinterbergtales wäre somit der ältere, den der fast senkrecht 
einmündende Giesbach durchbrach und so den östlichen Teil desselben 
außer Gebrauch setzte. Seit diesem Durchbruche haben sowohl der 
Giesbach als auch jener des Pulet ihre Sohlen an der Vereinigungs- 
stelle um 60 m erniedrigt. Weil höchstwahrscheinlich durch die 
gewaltige Aufschüttung des Giesbachgletschers der ältere Bachlauf 
verstopft und verteilt wurde, kann man die ganze Einschneidung dieses 
Baches, soweit sie unter das Niveau des jungglazialen Schuttfeldes 
fällt, als seit dem Gschnitzstadium vollbracht ansehen. 

Die Terrasse von St. Veit ist an der Oberfläche ınit mächtigem, 

kalkalpinem, eckigem Schutt übergossen, der in der Nähe letzterer 
Ortschaft sich zu Wällen formt. Eine ununterbrochene mächtige 
Schuttablagerung (fast ausschließlich aus Wettersteinkalk) zieht sich 
bis gegen die Straßberger Mähder hinein. Durch gewaltige Runsen 
werden von den Gehängen der Hohen Munde außerdem stete, große 
Mengen von Schutt in die Giesbachklamm hinabgeschoben. 
Auch hier treffen wir an den Hauptdolomithängen hoch über der 
Terrasse kleine Reste von stark bearbeiteter Grundmoräne. Unter 
gröberem Kalkschutte liegt feinerer, der besonders oberhalb von den 
Felsrändern der Schlucht des Giesbaches den Charakter schwach 
bearbeiteter, hellweißlicher Grundmoräne zeigt. Tiefer streichen 
die geschichteten Schotter und Sande durch, unter welchen längs 
dem Fußrande des Emat Bödele Reste von Grundmoräne vorschauen. 
Der Körper des Emat Bödele besteht aus größtenteils horizontal 
geschichteten Schottern und Sanden, welche aber auch schräg ein- 
fallende Lagen umschließen. An seiner Oberfläche verrät sich eine 
schwache Decke von Grundmoräne. 

Im Osten durchbricht der gewaltige Schuttkegel der Erzberg- 
klamm Terrassen und Trockental. Östlich von diesem weiten, regel- 
mäßig gebauten Schuttkegel begegnen wir noch den kleinen Terrassen- 
resten von Birkenberg und Brand, welche aus horizontal geschichteten 
Schottern und Sanden erbaut sind. Beide erreichen nicht mehr als 
800 m Höhe. Höher oben treffen wir sowohl an den Gehängen des 
Birkenkopfes als auch an denen des Buchener Berges nur Reste von 
Grundmoränen. Der bedeutendste Aufschluß von sehr stark bearbeiteter 
Grundmoräne findet sich nordwestlich von Birkenberg am Abhang des 
Birkenkopfes gegen den Schuttkegel der Erzbergklamm. Vom Klamm- 
eingang abwärts überziehen hier größere Massen typischer Grund- 
moräne mit zentralalpinen Geschieben die unteren Felshänge und 


[15] Studien ‘über die Inntalterrassen. 105 


lagern sich dann nordwärts vom Fahrweg nach Birkenberg über die 
geschichteten Schotter (bei 740 m Höhe). Auch an der Ostseite des 
Birkenkopfes steigen die Grundmoränen bis zur Schotterterrasse 
herab, die westlich von Birkenberg Mehlsande enthält. Der letzte 
Rest von geschichteten Schottern bildet die kleine Terrasse von 
‘Brand, welche schon östlich von dem Kochentale sich aufbaut. Weiter 
abwärts finden wir die nächsten Ablagerungen geschichteter Schotter 
erst an der Terrasse nördlich von Innsbruck. Das ganze lange Fels- 
gehänge weist bis dorthin nur Reste von sehr gut entwickelten Grund- 
moränen auf. 

Bevor wir den Abschluß der großen Mieminger Terrasse mit 
ihren kleinen östlichen Fortsetzungen untersuchen können, muß noch 
der lange Felsrücken zur Beschreibung gelangen, der von Mötz bis 
Telfs den Südrand der Mieminger Terrasse bildet. Dieser lange, 
flache Kamm erhebt sich von Mötz zum Locherboden, steigt dann 
zum Saßberg empor, wird darauf bei Mühlried vom Lehnbach (im 
Oberlauf Städtlbach genannt) in steiler Klamm durchbrochen und 
schwingt sich zum breiten Achberg 1033 m auf, dessen absinkende 
Ausläufer sich bis zu den Häusern von Telfs hinziehen. Im ganzen 
Verlauf tritt der Hauptdolomit seines Körpers meistens nackt zutage 
und seine Oberfläche zeigt an vielen Stellen mächtige Furchen, 
welche meist parallel mit dem Inntale hinstreben. Besonders deut- 
liche stellen sich am Saßberg, bei Mühlried und am Ostabfall des 
Achberges ein. Am großartigsten ist diese eigentümliche Ober- 
flächengestaltung am Ostende des Kammes in der Umgebung von 
St. Moriz zur Entfaltung gekommen. Der anfangs steil, dann flacher 
absinkende, sehr breite Felsrücken spaltet sich in mehrere lang hin- 
ziehende schmälere Rücken, welche durch breite Felswannen von- 
einander geschieden werden. Die zwei nördlichen Felsfinger reichen 
bis an die Häuser von Telfs, zwei südlichere tauchen schon früher 
in die Schuttebene des Inntales, der kürzeste, südlichste bildet über- 
haupt nur eine vorspringende Kante. Die breiten, flachen Felswannen 
dazwischen sind 10—20 m tief eingegraben und ihre Felssohlen ver- 
schwinden rascher in der Innebene, so daß die Rücken wie Riffe 
vorragen. Auf den Abhängen des südlichen Felsrückens gelang es, 
durch Abheben der Grasdecke ziemlich deutliche Gletscherschliffe 
zu entdecken. Auf dem nördlichsten Rücken sind schlecht erhaltene 
geglättete Flächen in größerem Umfang zu sehen. Auf diesem letzt- 
genannten Rücken ist östlich vom Mörderloch ein großer Rest von 
sehr gut entwickelter Grundmoräne erhalten, der einerseits unmittelbar 
dem Felsgrunde aufsitzt, anderseits am Abfall gegen die Poststraße 
horizontal geschichtete Mehlsande übergreift, unter denen feinblättriger 
Bänderton erschlossen ist. Hier steigt die Grundmoräne bis 670 m 
herab. Gegen Westen verliert sich die Grundmoränendecke bald, 
dagegen finden wir auf den Höhen im Norden des Achberges nicht 
selten kleine Reste von Grundmoräne, vermengt mit den geschichteten 
Schottern. Solche Aufschlüsse sind besonders in der Umgebung der 
Buchwiese zu sehen. Ganz in der Talfläche tritt Grundmoräne am 
Wege von Telfs nach der Häusergruppe Emat zutage. 

Der Abschluß der Mieminger Terrasse im Osten kann nicht 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (0. Ampferer.) 14 


106 Dr. O0. Ampferer, [16] 


durch Seitenerosion des Inns erfolgt sein, da aus den wilden Schluchten 
des Giesbaches, der Erzbergklamm und des Kochentales riesige Schutt- 
kegel vorgeschoben werden, welche den Fluß ganz an die Südseite 
des Tales drücken. Erst ziemlich unterhalb der Terrasse von Brand 
drängt sich der Inn an die nördliche Felsflanke. Wir haben bei der 
Beschreibung der Mieminger Terrasse erkannt, daß die Grund- 
moränendecke von Westen nach Osten immer tiefer sich senkt. Am 
Westrand der Terrasse sehen wir die obere Grenze der geschichteten 
Ablagerungen in über 1000 m Höhe, bei Schloß Klamm nur mehr in 
870 m, östlich vom Mörderloch überlagert die Grundmoräne in 670 m 
Höhe Mehlsande und Bänderton. Die gewaltige Abschrägung der 
Schotter und Sandschichten durch Grundmoränen in der Richtung 
von Schloß Klamm gegen Mötz ist schon erwähnt worden. Im Ver- 
gleich zu der Abschrägung, welche bei einer Entfernung von 2 km 
ein Gefälle von 200 m aufweist, ist jene in der Richtung von West 
nach Ost unbedeutend, da hier erst auf 13 km 330 m Gefälle kommen. 
Allerdings ist dieser Abfall in Wirklichkeit stellenweise beträchtlich 
größer, da zwischen steileres Fallen am West- und Östrande eine 
sehr flache Mittelzone eingeschaltet ist. Wie die Aufschlüsse im 


Fig. 8 
S 
2 
N Felsfurchen in der Umgebung von St. Moriz. 
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Westen des Giesbaches beweisen, liegt auch hier die Grundmoräne 
im Norden höher (780 m) als im Süden (670 m). Am Emat Bödele 
finden sich Reste derselben in Höhenlagen von 700—780 m. Bei 
Birkenberg gehen die Grundmoränen bei 740 m über die Schotter 
herab. Trotzdem nördlich von Telfs die große Terrasse durch die 
Schluchten des Giesbaches, der Erzbergklamm und des Kochentales 
in bedeutendem Maße durchbrochen und eingeschränkt ist, erkennt 
man aus der Verteilung der Reste der Grundmoränendecke doch 
sicher die glaziale Abschrägung der geschichteten Ablagerungen. 
Die Reste von Grundmoränen, welche in der Umgebung der Ort- 
schaft Emat am Fuße der geschichteten Schotter auftreten, gehören 
wahrscheinlich einer älteren Vergletscherung an. 

Neben dem allgemeinen Niederstreben der deckenden Grund- 
moränen bildet die Felsfurchenlandschaft von St. Moriz (Fig. 8) den 
besten Beweis für den glazialen Abschluß der Terrasse. Ausgehend von 
den Abhängen des Achberges, strecken sich die Felsrücken wie Finger 
einer Hand in schwach nordöstlicher Richtung gegen Telfs und 
tauchen dabei in die Schuttebene des Inntales. Solche Formen können 
unmöglich durch die Erosion eines Flusses geschaffen werden, dafür 
ist auch ihr Abstieg vom Achberggehänge ein viel zu steiler. Auf 


[17] Studien über die Inntalterrassen. 107 


dem nördlichsten Rücken ist zudem die Grundmoränendecke umfang- 
reich neben Gletscherschliffen erhalten. Die Art, wie die Wannen 
und Rücken dieser Landschaft in die Schuttebene hinabtauchen, 
beweist, daß hier das Eis in der Gegend von Telfs den Felsgrund 
bis unter die heutige Innebene hinab auszuhobeln vermochte. Hätte 
der Inn die Abtragung der Mieminger Terrasse im Osten bewirkt, 
so wäre das kaum denkbar ohne Zerstörung dieser eigentümlichen, 
mit Grundmoränen und Schliffen engverbundenen Felsformen, welche 
ja zwischen ihm und den Terrassenresten sich hinziehen. Es ist nicht 
unwahrscheinlich, daß das Becken von Telfs eine vom Inn teilweise 
zugeschüttete. größere glaziale Felswanne darstellt, welche sich un- 
mittelbar an die Felsfurchen von St. Moriz anschließt, deren Zwischen- 
wannen sich ja gegen Osten verbreitern. 


Das Inntalgehänge zwischen Telfs und Kranebitten. 
Die Hochfläche Buchen—Mösern— Seefeld. 


Unterhalb des Beckens von Telfs treten in langer Erstreckung 
größtenteils kahle Felshänge unmittelbar an das Innbett heran. Bis 
gegen Kranebitten hinab fehlen der nördlichen Talflanke geschichtete 
Ablagerungen völlig, was anscheinend nicht verwunderlich ist, da der 
Inn von den Schuttkegeln der südlichen Seitenbäche kräftig ans 
Nordgehänge gelenkt wird und dasselbe bespült. Nur bei Zirl kommen 
von der Nordseite der Schloß- und Ehnbach, welche mit ihrem großen 
vereinigten Schuttkegel den Inn an die Südflanke weisen. 

Bei eingehender Untersuchung dieser langen Felsflanke kommen 
wir indessen zur Anschauung, daß das völlige Fehlen der geschichteten 
Bändertone, Sande und Schotter, welche südlich des Inns hier überall 
in großartiger Weise erhalten sind, nicht als Abschwemmung durch 
den Inn erklärt werden kann. 

Das Inntal beschreibt unterhalb von Telfs eine bedeutende 
Drehung in seiner Richtung, die aus einer nordöstlichen in eine süd- 
östliche übergeht. Dabei verläuft sowohl der Talzug oberhalb als 
unterhalb des scharfen Umbuges weithin in nahezu gerader Richtung. 
Die Ablenkung des oberen Talzuges gegen Süden beträgt ungefähr 
50% Diese Ablenkung betrifft indessen nur die tiefe Furche des 
Inntales, denn oberhalb der geschlossenen Talwendung finden wir im 
Gebiete der weiten Einsenkung von Seefeld—Leutasch fast genau in 
der Richtung des oberen Inntallaufes vier mächtige Felsfurchen, 
welche gleichsam in der Höhe Fortsetzungen des ungebrochenen 
Talstreichens vorstellen. Es sind dies die doppelte Furche von Buchen, 
die Talung von Wildmoos, das Becken des Möserer Sees und die 
breite Talverbindung Mösern—Seefeld. Diese großangelegten Fels- 
furchen beginnen in einer Höhe von 1000-1200 m, steigen dann 
eine kurze Strecke an, um bald jenseits sich abzusenken. Nur das 
Felsbecken, in dem der kleine Möserer See liegt, verschwindet nach 
kurzem, ziemlich steilem Anstiege. Wenn wir das allgemeine Streichen 
des aus Hauptdolomit aufgebauten Grundgebirges beachten (ungefähr 
ostwestlich), so erkennen wir, daß diese Täler in spitzem Winkel 
diese Richtung kreuzen. 

14* 


108 Dr. O0. Ampferer. [18] 


Daß sich seit der letzten Vergletscherung weder die Formen 
des Talgehänges zwischen Telfs und Kranebitten, noch auch die der 
großen Felsfurchen der Einsenkung von Seefeld—Leutasch im wesent- 
lichen verändert haben, beweisen zahlreiche Reste von Grundmoränen, 
welche noch jetzt darüber verteilt liegen. 

Die kleine Terrasse von Brand an der Ostseite des Kochen- 
tales besteht noch aus geschichteten, meist zentralalpinen Geschieben. 
Auf den Felshängen darüber treffen wir erst nördlich von Buchen 
srößere Anhäufungen von gut entwickelter Grundmoräne. Weiter 
abwärts weist am Nordgehänge des Inntales die kleine Felsstufe von 
Bairbach nur eine dünne Decke von Grundmoränen auf, an der auch 
am Gehänge gegen Ober-Pettneu mehrfach kleine Reste anstehen. 
Einer größeren Anhäufung von ausgezeichnet entwickelter Grund- 
moräne begegnen wir knapp nördlich der Häuser von Ober-Pettneu, 
welche hier einen einspringenden Winkel des Felsgehänges ausfüllt 
und bis 630 m herabzieht. ‘Bei den untersten Häusern von Unter- 
Pettneu setzt wieder hinter einem Felsvorsprunge eine große Lage 
typischer reiner Grundmoräne ein, welche längs einer schräg gegen 
Osten aufsteigenden Felsstufe über Leiblfing ins Tal des Niederbaches 
hinaufsteigt. Diese Felsstufe beginnt hinter dem kleinen Felshügel, 
welchen die Kirche von Leiblfing krönt und sie erhebt sich in 
flachem Anstieg bis zu dem Felskopfe oberhalb von Dirschenbach. 
Von dort senkt sie sich zum Niederbach und strebt jenseits desselben 
steil zu jenem Sattel empor, welcher die breite Felswanne von 
Leithen nach Westen zu öffnet. Diese Felswanne selbst, welche 
hinter dem Buchwieselkopfe parallel mit dem Inntale hinstreicht, hebt 
sich allmählich gegen Osten, bis sie östlich an der Ortschaft Leithen 
das Gefälle ändert und nun gegen die Schloßbergklamm absinkt, von 
der sie quer abgeschnitten wird. Jenseits dieser Klamm setzt sich 
nördlich von Zirl ebenfalls wieder eine Felsterrasse fort, die durch 
die tiefe Ehnbachklamm nur durchschnitten, nicht aber begrenzt 
wird. Ihre Fortsetzung wäre in der breiten Mulde zu suchen, welche 
nördlich vom Höhenberg zu den Zirler Mähdern emporführt. Die 
Zusammengehörigkeit dieser durch zwei tiefe Schluchten getrennten 
Felsstufen ist jedoch nicht sicher zu erweisen. 

Nur der erste Teil dieser Felsstufenfolge ist bis über den 
Niederbach hinaus mit einer zusammenhängenden Grundmoränendecke 
überkleidet, in welche der eben genannte Bach vor seinem Absturz 
in die Felsklamm von Dirschenbach einen großen Aufriß eingefressen 
hat. Die Felswanne von Leithen besitzt nur im Osten eine mächtige 
Einlage von schön entwickelter Grundmoräne, die Felsstufe oberhalb 
des Dorfes Zirl ist dagegen in bedeutendem Maße von solchen Ab- 
lagerungen bedeckt, welche am Weg zum Erlsattel bis gegen 1200 m 
Höhe aufstreben. 

Im tieferen Inntalgehänge sind noch in einer Felsnische hinter 
Eigenhofen sowie längs des Felsfußes vom Zirler Kalvarienberg bis 
Martinsbichl einzelne kleinere Reste von Grundmoräne erhalten. Schon 
diese Zusammenstellung weist auf die merkwürdige Erscheinung hin, 
daß an der Nordflanke dieses Inntalgebietes zwar alle Spuren von ge- 
schichteten Ablagerungen fehlen, wogegen besonders in Nischen und 


[19] Studien über die Inntalterrassen. 109 


auf Stufen des Gehänges vielfach sehr gut entwickelte, reine Grund- 
moränen, manchmal sogar in bedeutenden Massen, vorhanden sind. 
Diese Reste von Grundmoränen sind auch nicht auf eine bestimmte 
Höhenlage beschränkt, sie finden sich knapp über der Flußebene und 
von dort aufwärts bis über 1200 m. 

Durch Abschwemmungen des Inns kann das Fehlen der ge- 
schichteten Ablagerungen, welche südlich des Flusses längs der ganzen 
Strecke in einer Folge von Bänderton, Mehlsand und Schotter vor- 
liegen, nicht erklärt werden. Es müßten doch ebensogut auch Reste 
der geschichteten Ablagerungen noch erhalten sein, da nicht einzu- 
sehen ist, warum nur sie allein überall herausgepült worden sein 
sollen. Wären nach dem Rückzuge der letzten Vergletscherung auch 
längs der Nordflanke dieses Inntalstückes die geschichteten Ablage- 
rungen noch vorhanden gewesen, so müßten doch die Grundmoränen 
dieser Vergletscherung auf ihnen ihren Platz gefunden haben. Wäre 
dann die geschichtete Unterlage von dem Inn entfernt worden, so hätte 
damit notwendig auch ihre Grundmoränendecke verschwinden müssen. 
So könnte man die jetzt noch erhaltenen Grundmoränenreste vielleicht 
als einer älteren Vergletscherung angehörig betrachten wollen, die 
schon ursprünglich unter den geschichteten Ablagerungen lagen und 
nach deren Entfernung wieder zutage kamen. Auch da bliebe es höchst 
auffallend, daß nicht Reste der darauf gelagerten geschichteten Ab- 
lagerungen stellenweise mit erhalten wurden. Stammen diese Grund- 
moränenreste von der vorletzten Vergletscherung, so waren sie der 
Erosion einmal bis zur Bedeckung durch die geschichteten Ablage- 
rungen und dann ein zweitesmal nach deren Ablagerung preisgegeben. 
Eine Erhaltung von vielen Grundmoränenresten einer älteren Ver- 
gletscherung auf so großer und steiler Flanke ist jedenfalls äußerst 
unwahrscheinlich. Sämtliche anderen Reste von älteren Grundmoränen 
sind nur an Orten erhalten, wo sie durch überlagernde Ablagerungen 
geschützt worden sind. Wenn hier die geschichteten Ablagerungen 
mit ihrer Grundmoränendecke durch Wassererosion vollständig ent- 
fernt wurden, so müßten Reste einer älteren Vergletscherung noch 
viel sicherer abgespült worden sein. Es ist weitaus am wahrschein- 
lichsten, daß diese Grundmoränen von der letzten Vereisung abstammen. 
Dann müßten aber vom Eise die geschichteten Ablagerungen mindestens 
bis fast zur Tiefe des heutigen Innlaufes abgetragen worden sein, da 
nur nach diesem Vorgange die Grundmoränen unmittelbar auf dem 
nackten Felsgrunde zum Absatze gelangen konnten. Die schräge Fels- 
gasse von Leiblfing ist wohl nur durch aufsteigende Eisströmung zu 
erklären, weil der Niederbach bei dem sehr steilen Abfalle der Fels- 
lehne keine Ursache hatte, von der Richtung des größten und kürzesten 
Falles abzuweichen und quer an dem Felshange in auffallend flacher 
Neigung mehr als 2 km weit hinzuziehen. Diese Felsgasse ist ebenso 
wie die gleichsinnig, aber schwächer ansteigende Felswanne von Leithen 
als ein sicheres Zeichen der eigenartigen Erosion des Eises zu be- 
trachten. Auch die Felsterrasse oberhalb von Zirl, welche in etwas 
über 800 m Höhe beginnt und nur von großen Massen schön ausge- 
bildeter Grundmoränen sowie von Gehängeschutt bedeckt ist, dürfte 


110 Dr. O0. Ampferer. [20] 


vom Eise geschaffen worden sein. Unter der Grundmoränendecke zeigt 
der Fels mehrfach noch gut erhaltene Gletscherschliffe. 

Östlich von Zirl tritt steilstehende ältere Trias, Wetterstein- 
kalk, Partnachschichten und Muschelkalk an das Inntal heran, wobei 
der Wettersteinkalk über den überkippten älteren Schichtgliedern in 
gewaltigen Felswänden aufragt. Bis Martinsbichl finden wir am Fuße 
der Steilwände Spuren von Grundmoränen. Weiter abwärts überwiegt 
mit dem Hochstreben der Felswände der aus ihren Schichten ab- 
stürzende frische Schutt, welcher bis gegen Kranebitten den unteren 
Teil der Gehänge beherrscht. Nur östlich des Mailbrünndl (Quelle bei 
Punkt 588) finden wir knapp über dem Spiegel des Inns reichliche 
Quellen, welche aus dem Gehängeschutt über einer Grundlage von 
festem, kalkigem Lehm hervorquellen. 

Nachdem wir nun die untere lange Talwandung besprochen haben, 
müssen wir noch die eigentümlichen Talzüge genauer betrachten, welche 
über derselben einsetzen und die Einsenkung von Seefeld—Leutasch 
durchziehen. Während der tiefe Taltrog des Inntales unterhalb Telfs 
um 50° gegen Süden abbiegt, sehen wir über der nördlichen Tal- 
wandung die schon erwähnten Felsfurchen in der ungebrochenen 
Richtung gegen Nordosten fortstreben. Von den vier schon erwähnten 
Furchen sind die von Wildmoos und jene von Mösern— Seefeld nicht 
bloß die größten, sondern auch die eigenartigsten. 

Der Talzug von Wildmoos beginnt in etwa 1200 m Höhe ober- 
halb von Bairbach mit einer doppelten Felsfurche, welche von Resten 
sehr stark bearbeiteter Grundmoräne besezt ist. Die Verdopplung der 
großen ansteigenden Felsfurche zieht sich bis zum ersten großen 
Becken hin, an welchem das Jagdhaus Wildmoos erbaut ist. Der die 
beiden Felsrinnen scheidende Rücken besteht aus einer Anzahl von 
flach auf- und abschwellenden Felshöhen. Kurz vor dem Becken 
mit dem Jagdhause erheben sich die beiden Flächen zu einem 
flachen Sattel, der sie über eine Erniedrigung ihres Scheidekammes 
hinweg verbindet. Dann senkt sich die südliche Rinne, indem sie sich 
zugleich kräftig verbreitert und bildet so die Felswanne des Wild- 
mooser Beckens, welche zeitweilig von einer Wasseransammlung gefüllt 
wird. Die nördliche Felsfurche vereinigt sich mit dem großen Becken, 
nachdem der Scheidekamm verschwunden ist. Jenseits des Beckens 
mit dem Jagdhause verschmälert sich die nunmehr einfache Felsfurche 
und steigt dabei wieder an. Auf dieser ansteigenden Strecke hat die 
neuangelegte Straße typische Grundmoräne angeschnitten. Nach Über- 
schreitung eines schmalen Sattels senkt und verbreitert sich die Furche 
zu dem weiten Becken, an welchem die Wildmoosalpe steht. Dieses 
Becken ist noch größer als das erste und seine Felswanne ist von 
Torfablagerungen erfüllt, die auch abgebaut werden. Dieses Becken 
bildet die Ausstrahlungsstelle von drei Felsfurchen, welche jenseits 
seiner Felsumwallung mit steilerem Abfall einsetzen. 

Der nördlichste Ast der Verzweigung ist das Kellental, welches 
nach längerer, engerer Strecke sich zu einem Felsbecken erweitert. 
Schon die Flanken dieses Beckens sind mit bedeutenden Massen 
von Grundmoränen bekleidet, was noch mehr von dem folgenden 
sehr langgestreckten Becken gilt, in welches das erstere mit einer 


[21 ] Studien über die Inntalterrassen. 111 


verengten Steilstufe absinkt. Dieses zweite Becken wird an der Straße, 
welche von Seefeld nach Leutasch führt, auf einem Damm durchquert. 
Schon in diesem Becken und noch mehr im weiteren Verlaufe des 
Talzuges macht sich der verändernde Einfluß von rinnendem Wasser 
bemerkbar. 

In der Gegend, wo die Leutascher Straße unseren Talzug kreuzt, 
überziehen mächtige Massen von stark bearbeiteter Grundmoräne die 
niedrigen Sattelhöhen zu beiden Seiten und stellen so zwischen der 
Talweitung von Leutasch bis in die Nähe von Seefeld eine zusammen- 
hängende Grundmoränendecke her. 

Der mittlere, von der Wanne der Wildmoosalpe ausgehende 
Tallauf vereinigt sich bald mit dem südlichen, welcher von dem 
Klammbache benützt wird. In beiden Talläufen finden sich reichliche 
Einlagerungen von Grundmoränen, aus deren Lage man den geringen 
Betracht der nacheiszeitlichen Wassererosion ersieht. Dieser Talzug 
mündet nach ziemlich kurzem Lauf in das von Seefeld nach Scharnitz 
ziehende Tal, welches eine Fortsetzung der Felsfurche von Mösern 
darstellt. Außer diesen weit verfolgbaren Talzügen, welche an die 
Wanne der Wildmoosalpe geknüpft sind, besitzt dieselbe noch eine 
gerade Fortsetzung, indem sich ihre Felsfurche jenseits eines sehr 
flachen Sattels jäh mit mehreren Rinnen in ein sehr weites Becken 
absenkt, das in der Mitte von der Leutascher Straße durchzogen wird. 
Der südliche, sumpfige Teil wird jetzt vom Achermoosbach entwässert, 
welcher in den Klammbach mündet. Bedeutende Massen von Grund- 
moränen überziehen die weite Einbuchtung, welche aus mehreren mit- 
einander verschmolzenen Wannen besteht. Bei Punkt 1252 übersteigt 
die Straße einen von Grundmoränen gebildeten Sattel. Östlich davon 
ist in einer Grube horizontal geschichteter, nicht abgerollter Schutt 
erschlossen, der größtenteils aus Hauptdolomit besteht, aber auch 
zentralalpine Geschiebe enthält. Es ist diese Einlage wohl als eine 
von den Schmelzwassern der rückziehenden Vereisung umgelagerte 
Grundmoräne anzusehen. 

Die große Furche, welche Mösern und Seefeld verbindet, setzt 
in der Umgebung des ersteren Ortes bei 1200 m Höhe mit mehreren 
flachen Felsfurchen ein, welche gegen einen Sattel (1240 m) aufstreben, 
der durch einen Felsbuckel geteilt wird. In diesen aufsteigenden Fels- 
rinnen sind mehrfach Grundmoränenreste sowie östlich von Mösern 
schlechterhaltene Gletscherschliffe vorhanden. Jenseits des gedoppelten 
Sattels sinkt die nunmehr einheitliche Furche etwas ab und verbreitert 
sich dabei zu einer großen Wanne, welche mit Torfablagerungen aus- 
gefüllt ist. Aufragende Felshügel bilden im Nordosten eine Schwelle, 
welche ein kleiner Bach in schmalem Einriß durchschneidet. Diese 
Felsschwelle sinkt rasch in ein tieferes, noch viel breiteres und viel 
längeres Becken ab, das bis in die Gegend des Seefelder Seekirchls 
sich ausdehnt. Große Grundmoränenmassen bekleiden die Stufe zwischen 
den beiden Becken, besonders an den beiden Seiten. Durch einen 
künstlich angelegten Querdamm wurde in früherer Zeit das Becken in 
einen See verwandelt. Möglicherweise sind die kleinen Schutterrassen 
im östlichen Abschnitte des Beckens Andeutungen von einer Verlandung 
dieses künstlichen Sees durch Einschüttungen des Raabaches. In der 


112 ‚ENZZAT TE O. Ampferer. Bi [22] 


Gegend des Seekirchls engen von beiden Seiten abgerundete Fels- 
hügel das Becken ein, das jedoch nach kurzer, von Grundmoräne be- 
sleiteter Enge sich zu dem noch größeren von Seefeld öffnet. Das- 
selbe ist keine einfache Wanne mehr, da sich von Süden her ein 
zweites Felsbecken ausdehnt, das in der Gegend des Dorfes Seefeld 
mit jenem ersteren zusammenwächst. Leider sind hier durch den großen 
Schuttkegel des Hagelbaches vielfach die charakteristischen Züge des 
sroßen vereinigten Felsbeckens verdeckt, da er nahezu */, von dessen 
Oberfläche verschüttet hat. Der aus der Vereinigung des Hagelbaches 
und des Raabaches gebildete Seebach hat außerdem in die Fels- 
schwelle, welche das Seefelder Becken im Norden umschließt, eine 
tiefe Schlucht hineingefügt. Trotzdem ist der Charakter der durch 
die Eiserosion geschaffenen Formen ein unverkennbarer. Der breite 
Felswall, der das Becken gegen Norden umfaßt, zeigt ausgezeichnete 
serundete Buckel mit Furchen dazwischen, welche gegen Nordosten 
weisen. Wo der Seebach seine schmale Schlucht einzugraben beginnt, 
streben eine Anzahl von Felshöckern empor, welche anzeigen, daß der 
Boden der Felswanne sich dort seiner Anlage nach noch im Ansteigen 
befindet. Erst beträchtlich weiter nördlich senkt sich das ganze Fels- 
gehänge, wobei es, in steile Furchen zergliedert, zum Klamm- und zum 
Seebach abfällt. Besonders an der östlichen Seite ist diese Felsstufe 
von reichlichen Massen gut entwickelter Grundmoräne begleitet; welche 
schöne Aufschlüsse längs der Straße nach Scharnitz ergibt. 

Nordwestlich von Seefeld ist dem Wannenzuge, der von Mösern 
herüberstreicht, noch eine kleine seitliche Felswanne angegliedert, 
deren Becken von Torf ausgefüllt ist. 

Die mächtige Felswanne, welche sich vom Seefelder Sattel gegen 
Norden absenkt, wird gegenwärtig noch zum Teil vom Wildsee ein- 
genommen, welcher vom Schuttkegel des Hagelbaches aufgedämmt 
und von dessen Wasser gespeist wird. Nur an der vom Schuttkegel 
freien West- und Südseite der Felswanne treten die flachen, ge- 
glätteten Buckel aus Hauptdolomit zutage. Auf der Südseite bilden 
dieselben, stellenweise überdeckt von Grundmoränen, die Unterlage des 
Sattels. Entlang dem Tale des Mühlbaches (im Unterlauf-Niederbach) 
ziehen von ihm die Grundmoränen in bedeutenden zusammenhängenden 
Massen auf beiden Talhängen gegen das Inntal abwärts. Am westlichen 
Ufer enden dieselben mit der großenteils von ihnen erbauten Terrasse 
von Mühlberg, auf der östlichen Talseite ziehen sie bis unterhalb von 
Reith hinab und kommen hier der Grundmoränendecke, welche über 
die Felsgasse von Leiblfing aus dem Inntale heraufsteigt, so nahe, daß 
ihr ursprünglicher Zusammenhang sicher anzunehmen ist. 

Im Grunde dieselben in Fels gegrabenen Formen sehen wir auch 
in kleineren Verhältnissen am Möserer See und an dem Sattel von 
Bucher. Der Möserer See füllt eine kleine, zwischen Felsköpfen ein- 
getiefte Wanne (1292 m) aus. Gegen Nordosten setzt sich dieselbe 
erst verdoppelt; dann einfach in ziemlich steilem Anstiege gegen den 
Punkt 1496 fort, wo sie zwischen den Hängen des Brunschberges und 
des Kirchenwaldes ausgeht. 

Der Sattel von Buchen besteht aus zwei nebeneinander fast parallel 
verlaufenden Felsfurchen, welche am Abfalle gegen das Kochental in 


[23] Studien über die Inntalterrassen. 113 


etwas über 1200 m Höhe beginnen. Sie streichen sowohl mit dem 
Laufe des Inntales oberhalb seines Buges, als auch mit den Furchen 
von Wildmoos, Möserer See und Mösern gleichsinnig gegen Nordosten. 
Beide Furchen steigen anfangs an, bilden dann flache Sättel und 
spalten sich im Hinabsteigen gegen die Niederung von Moos. Die nörd- 
liche Furche biegt dabei gegen Norden um, mehrere aufragende Fels- 
kuppen stellen sich ein, zwischen denen kleine mit Moor und Torf 
gefüllte Becken liegen. Drei prägen sich besonders aus, die wie 
Stufen einer äußerst flachen Treppe im Süden des Weilers Moos an- 
geordnet sind. 

Die südliche Furche, längs welcher der Fahrweg von Buchen 
nach Leutasch führt, besitzt östlich ihres Sattels ein großes, seitliches, 
von sumpfigen Wiesen bedecktes Felsbecken, das jedoch stumpf am 
Abhange des Hochmooskopfes (1555 m) endet. Die Hauptfurche lehnt 
sich mit steilerem Abfalle gegen die Niederung von Moos hinab. Der 
Steilabhang der beiden Buchener Furchen gegen die eben genannte 
Niederung ist mit bedeutenden Massen kräftig bearbeiteter Grund- 
moräne verkleidet. Diese Niederung gehört schon zu der großen Tal- 
weitung von Leutasch, deren weitere Schilderung uns hier allzusehr 
von dem Ziele unserer Arbeit ablenken würde. Daß auch dieses große 
Talbecken wesentlich durch Eismassen des Inntalgletschers und solche 
aus dem Gaistale ausgestattet wurde, hoffe ich bei anderer Gelegenheit 
zeigen zu können. Die Schilderung der eigenartigen, über der Tal- 
wandung des Inntales eingreifenden Felsfurchen konnte nicht wegge- 
lassen werden, weil ihre Formung mit der des Haupttales aufs innigste 
verbunden ist. 


Die Terrasse nördlich von Innsbruck. 
(Fig. 9 und 10.) 


Die Terrasse im Norden von Innsbruck beginnt bei Kranebitten 
und endet zwischen Thauer und Absam. Längs dieser kurzen Er- 
streckung wird dieselbe von sechs Quertälern vollständig und von 
mehreren kleineren Gräben unvollständig zerschnitten. Der Aufbau 
der Terrasse ist in diesem Gebiete ein sehr verwickelter, da sich 
unter den geschichteten Inntalablagerungen neben Felsstufen auch noch 
Reste der interglazialen Höttinger Breccie und Grundmoränen älterer 
Vergletscherungen finden. Uns sollen hier nur jene Erscheinungen be- 
schäftigen, aus denen sich Schlüsse auf die Umformungen der Terrasse 
in und nach der Zeit der letzten Vergletscherung gewinnen lassen. 

Aus der tiefen Kranebitter Klamm baut sich ein flacher, frischer 
Schuttkegel heraus, welcher den Inn gegen Süden abdrängt. Dieser 
Schuttkegel wird an seiner Ostseite von einem gewaltigen Reste eines 
älteren Kegels überragt, der viel steiler aufgeschüttet war und weit 
gegen Osten sich ausdehnte. Aus diesem älteren Schuttkegel heraus- 
gemodelt sind die Eckterrasse des Kerschbuchhofes sowie die vier viel 
kleineren und niedrigeren Hügelkämme, deren östlicher noch vor 
einigen Dezennien als Hinrichtungsplatz benützt wurde (Galgenbichl 
640 m). Schon am Ostgehänge der Kerschbuchhofterrasse begegnen 
wir bedeutenden Auswaschungen durch Wassererosion und die folgenden 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band 1. Heft. (0. Ampferer.) 15 


114 Dr. O. Ampferer. (24) 


Hügel sind durch breite, sehr steile Talstücke voneinander getrennt. 
Eine Grundmoränendecke fehlt den Resten dieses Schuttkegels, dessen 
Material fast ausschließlich aus den Gesteinen des Auffanggebietes 
der Kranebitter Klamm besteht. Nicht selten trifft man einzelne an 
den Kanten abgerundete, oberflächlich geschrammte Stücke. Im Osten 
lagert dieser Kegel horizontal geschichteten Schottern auf, welche in 
schräger, etwas gewölbter Fläche gegen den Ausgang des Höttinger- 
tales anstreben. Auf den ersten Blick könnte man aus dieser Form 
an einen großen, aus dem Höttingertale herausgeschobenen Schutt- 
kegel denken, doch zeigen zahlreiche darein eingetriebene Schutt- 
gruben meist ebenschichtige, stark gerollte Schotter und Sande, in 
denen zentralalpines Material weitaus vorherrscht. Schon knapp ober- 
halb der Hügelkämme des alten Kranebitter Kegels finden wir am 
Felsgehänge vielfach Reste von deutlicher Grundmoräne. Dieselbe 
läßt sich nun, nicht völlig zusammenhängend, bis zum tiefen Einschnitt 
des Höttingertales verfolgen, wobei sie vorzüglich die höheren Teile 
der aus geschichteten Ablagerungen erbauten Terrasse überzieht. Der 


AchselKopf 
> 


Kuchseck 


OE 
ER EIS" 


Höttinger Au —” Allerheiligenhöfe 


7 


untere, flache, schuttkegelförmige Teil der Terrasse erhebt sich nämlich 
gegen das Gehänge des Achselkopfes (Fig. 9) hin zu einer bedeutend 
höheren Stufe, welche durch kurze Quertälchen in eine Reihe von Rücken 
aufgelöst ist. Auf diesen Rücken und an ihrem geschlossenen Hinter- 
gelände finden sich nun fast allenthalben die schon erwähnten Grund- 
moränen. Dieselben steigen im Zusammenhange nur vom Höttingerbilde 
über die Terrasse des Planezenhofes gegen Hötting und längs einem 
Trockentale bis zum Schlotthofe (709 m) herab, wo in den geschichteten 
Schottern ein Lager von Bänderton mit einer Mehlsanddecke einge- 
schaltet ist. Weiter westlich lagern, von der oberen Grundmoränendecke 
völlig getrennt, am Fuße der sieileren Terrasse beträchtliche Massen 
von Grundmoränen, die höchstwahrscheinlich ursprünglich ebenfalls mit 
jener Decke in Verbindung standen, welche die geschichteten Ab- 
lagerungen überdeckt. Dieser untere Streifen von sehr gut entwickelter 
Grundmoräne beginnt schon westlich von dem Schuttgraben des Höllen- 
tales und findet östlich von der bei 687 m Höhe angelegten Lehm- 
grube (Bänderton, Mehlsand und Schotter) in der Umgebung der 
Allerheiligenhöfe seine größte Verbreitung. Hier bestehen die kleinen 


[25] Studien über die Inntalterrassen. 115 


Hügelkämme ober der Fahrstraße aus gut ausgebildeter Grundmoräne, 
welche sich bis zur Straße herabzieht. 

Wenn wir die Erscheinung beachten, daß im Westen des Höttinger- 
tales die ganze Masse der geschichteten Ablagerungen in eine höhere, 
stark erodierte und eine tiefere, flach abgeschrägte Stufe gegliedert 
ist und daß sich auf beiden Reste einer Grundmoränendecke befinden, 
so erscheint auch hier der Gedanke an eine Umformung durch die 
Eiserosion berechtigt. Die Grundmoränenaufschlüsse reichen nicht 
unter 650 m herab. Der alte Schuttkegel aus der Kranebitter Klamm 
ruht mit seinen östlichen Ausläufern auf der unteren Stufe der ge- 
schichteten Schotter und Sande und er besitzt keine Grundmoränen- 
decke. Diese Beobachtungen führen zu dem Schlusse, daß in der 
Gegend von Karnebitten die geschichteten Ablagerungen fast gänzlich 
entfernt worden sind und sich erst weiter gegen Osten in ziemlich 
flachem Anstiege erheben. Als Ursache für die Bildung des hohen, 
mächtigen Schuttkegels aus der Kranebitter Klamm kann man unge- 
zwungen einen Lokalgletscher des Gschnitzstadiums annehmen. Da 
dieser Schuttkegel durch steile Trockentälchen ebenso kräftig zer- 
schnitten ist wie die östlich von ihm lagernden geschichteten Ab- 
lagerungen, so werden wir nicht weit fehlen, wenn wir darin Wirkungen 
der Schmelzwasser dieses und wahrscheinlich auch eines noch jüngeren 
Rückzugstadiums (Daunstadium) erkennen. Spuren dieses bereits sehr 
hoch emporgerückten Stadiums finden wir nämlich unterhalb der beiden 
Kare der Inntalkette am Schneekar und bei der Seegrube. Nicht 
unerwähnt will ich lassen, daß sich zu beiden Seiten des unteren 
Höllentalgrabens in der Bergneigung geschichtete, verfestigte Bänke 
aus wenig bearbeiteten Kalken des Talgebietes befinden, von denen 
kleine Reste noch hart über der Innebene anstehen. Sie werden von 
den geschichteten Schottern und von den Grundmoränen überlagert 
und besitzen ein höheres Alter. 

Östlich von dem Höttingertale hat der Inn, durch den Schuttkegel 
der Sill gedrängt, das Gehänge der nördlichen Terrasse stark ange- 
griffen und ihren Felskern auf längere Strecke bloßgelegt. 

In dem Gebiete zwischen Höttingertal und Mühlauer Graben ist 
daher der Abschluß der Terrasse gegen Süden durch die Angriffe 
des Inns völlig verändert worden. Die Decke der Terrasse bilden 
ausgedehnte Massen sehr gut entwickelter Grundmoräne, welche im 
westlichen Abschnitte unmittelbar den geschichteten Schottern und 
Sanden, im östlichen hingegen den Bänken der höher ansteigenden 
Höttinger Breccie auflagern. An dem Hügelgelände östlich des Höttinger- 
tales kann man betrachten, wie die geschichteten Ablagerungen an der 
Grundmoräne südlich abfallend abgeschrägt werden. Vom Gramart- 
boden steigen sie zusammenhängend über geschichtete Schotter und 
Sande von etwa 850 m bis 760 m herab. Diese Angabe gilt nur an- 
nähernd, da in diesem Gebiete eine überaus lebendige Formung des 
Geländes zu Hügel und Tälchen statthat und die Grundmoränendecke 
ebenfalls keine ebene Unterlage besitzt. Uberlagert wird diese deutliche, 
an zentralalpinen und gekritzten Geschieben reiche Grundmoräne 
oberhalb des Gramartbodens und westlich des Höttingertales, in der 
Umgebung des Wallfahrtskirchleins „Höttingerbild“, von großen Massen 

15* 


116 Dr. O0. Ampferer. [26] 


vorzüglich kalkalpinen Schuttes, der vielfach den Eindruck einer schwach 
bearbeiteten Grundmoräne liefert. Er läßt sich aufwärts bis ungefähr 
zur unteren Buntsandsteinzone verfolgen. Talabwärts greifen diese 
Schuttmassen auf beiden Talseiten breit aus und von ihrer unteren 
Grenze an stellt sich östlich des Tales die reiche Hügellandschaft, 
westlich das breite Trockental ein, welches an der Höhe des Planezen- 
hofes zum Schlotthofe hinableitet. 

In diesem Trockentale ziehen, wie ich schon erwähnte, an der 
Nordseite typische Grundmoränen hinab, welche von Schutt aus dem 
Höttingertale (Bundsandstein, Muschelkalk ... Stücke der Höttinger- 
breccie) überdeckt sind. Gegenwärtig kann kein Schutt aus dem 
Höttingertale mehr in dieses Trockental gelangen, weil der östliche 
Rand desselben beim Planezenhofe 100 m über der Sohle des ersteren 
in die Luft ausgeht. Diese Beobachtung führt uns wieder zu der Vor- 
stellung, daß zur Zeit des Gschnitzstadiums ein Lokalgletscher den 
oberen Teil des Höttingertales erfüllte, der über die Terrasse sein 
Schuttfeld vorschüttete, während seine Schmelzwasser die Hügel und 
Trockentäler oberhalb von Hötting modellierten. Auch von dem Ge- 
hänge zwischen Höttingertal und Mühlauer Graben dürften durch 


Fig. 10. 


Magdaleinhof 
Ei 


Lokalgletscher die großen, wenig abgenützten Schuttmassen herabge- 
schüttet worden sein, welche in dieser Gegend auf den Grundmoränen 
lagern. Starke Schuttmassen hat auch ein Lokalgletscher zu beiden 
Seiten der Mühlauer Klamm über die Terrasse gebreitet. Seiner 
Wasserwirkung entstammen wohl die Trockentäler, welche von der 
Höhe des Rechenhofes sich gegen Südosten absenken. 

Östlich des breiten Rumer Grabens finden wir wieder sowohl 
eine Grundmoränendecke auf der Höhe der Terrasse als auch einen 
mächtigen Streifen am Fuß derselben. Letzterer setzt in der Gegend 
des Bändertonlagers nordwestlich von Rum ein und bildet dann die 
unteren Anhöhen bis Thaur. Die obere Decke ist vielfach erodiert 
und von kalkalpinem Schutt (Lokalgletscher!) überschüttet, während 
die untere Zone vorzügliche Aufschlüsse von reiner, stark bearbeiteter 
Grundmoräne, besonders westlich von Tbaur bietet. Kein Aufschluß 
reicht jedoch. so tief, daß man mit Sicherheit entscheiden könnte, 
ob diese Grundmoränen die geschichteten Ablagerungen unterlaufen 
oder bloß steil daran angelagert sind. Für die letztere Ansicht lassen 
sich zwei Wahrscheinlichkeitsbeweise anführen. Westlich von Thaur 
liegt auf einer schrägen Vorstufe aus Grundmoräne der Magdaleinhof 
(Fig. 10). Etwas nordwestlich von diesem Hofe wurde in den Fuß 


[27] Studien über die Inntalterrassen. 7 


der höheren Hinterterrasse eine Schuttgrube eingetieft, welche ein 
horizontal geschichtetes Lager von Mehlsand eröffnete. Diese Mehl- 
sande liegen um 10—30 m tiefer als die in der Nähe und östlich vor- 
lagernden Grundmoränen. 

Außerdem vereinigen sich aber im Osten von Thaur der obere 
und untere Grundmoränenzug auf abgerundeter Felsunterlage. Damit 
betreten wir ein Gebiet, in welchem der Abschluß der Innsbrucker 
Terrasse durch glaziale Wirkung deutlich hervortritt. Thaur wird im 
Norden von Hügeln umgeben, welche aus typischer Grundmoräne 
erbaut sind. Durchbrochen werden sie von der Thaurer Klamm, an 
deren Ausgang die Felsen tief herabsteigen. Im Osten dieser Klamm 
ziehen Grundmoränen einerseits hoch über abgerundete Felskuppen 
empor, anderseits lehnen sie sich ganz ins Tal hinab und setzen fast 
ausschließlich die Bodenwelle zusammen, welche sich von Thaur fast 
bis nach Absam erstreckt. Oberhalb der Kinzachmühle und bei Thaur 
ist ihr Aufbau gut erschlossen. Bei dieser Mühle reichen die Grund- 
moränen bis in die Tiefe von 600 m herab. Nordwestlich von diesem 
Höhenzug steigen die Grundmoränen von der Höhe der Terrasse 
herab und lassen öfters den abgerundeten, im gleichen Sinne geneigten 
Felsgrund hervorschauen. Nordöstlich dagegen drängt ein riesiger 
Schuttkegel her, der aus den tiefen, wilden Schluchten des Zunder- 
kopfes genährt wird. Dieser Schuttkegel vereinigt sich weiter im 
Süden mit der Thaurer Klamm sowie auch mit jenem des Halltales. Der 
flache Schuttkegel der Thaurer Klamm verwächst dazu im Westen mit 
dem Schuttkegel von Rum, so daß hier im Norden des Inns unter der 
Terrasse ein riesiges, durch Verschmelzen mehrerer Schuttkegel 
gebildetes, schräges Schuttfeld entsteht. Nur bei Melans ist zwischen 
dem Schuttkegel des Halltales und jenem des Zunderkopfes ein Rest 
von geschichteten Ablagerungen mit einem Überzuge von Grundmoräne 
erhalten. Das gewaltige Vorherrschen von Schuttkegeln, welche in 
der Gegend von Hall die volle Breite des Inntales in Anspruch 
nehmen, könnte man nach oberflächlichem Eindrucke als die Ursaclıe 
der Verminderung und des Verschwindens der Terrasse betrachten. 
Wir haben aus der Verteilung der Grundmoränen gesehen, daß die 
Terrasse östlich von Thaur durch die erodierende Kraft des Eises 
bereits abgetragen und mit Grundmoränen überspannt worden ist. 
Erst durch die vom Eise hier besorgte tiefe und weite Gehängeein- 
buchtung fanden die Schuttkegel so ungehinderten Raum zur Ver- 
breitung. 


Die- Gnadenwalder Terrasse. 
(Fig. 11.) 


Der große Schuttkegel des Halltales begrenzt im Osten die 
breite Terrasse des Gnadenwaldes in einer Weise, welche zeigt, daß 
ihr Rand durch die Erosion des Hailtalbaches angegriffen wurde. 
Wenn wir das Halltal in bezug auf seinen Schuttinhalt untersuchen, 
so fällt uns in seinem Innern der Mangel an Schuttmassen auf, welche 
in den meisten Nachbartälern von den jüngsten glazialen Rückzugs- 
stadien angehäuft wurden. Die Reste von 'Breccien im Eibental, bei 


118 Dr. O. Ampferer. [28] 


den verzauberten Knappen und am Törl können wegen ihres höheren 
Alters nicht hierher gerechnet werden. So ist der Gedanke nicht 
unwahrscheinlich, daß das Riesenausmaß des Mündungsschuttkegels 
auf die Wirksamkeit seiner Lokalgletscher zurückzuführen ist. Östlich 
und westlich von seiner Talöffnung treffen wir übrigens Schuttmassen, 
deren Bildung durch einen Gletscher des Halltales sehr wahrschein- 
lich ist. 

Nach dem Stande der Grundmoränen zu beurteilen, befindet sich 
die tiefste Erniedrigung der Terrasse zwischen Thaur und Absam, 
wo sich dieselben bis 600 m herabsenken. Am Hügel von Melans 
treffen wir Spuren von Grundmoränen in 700 m Höhe und jenseits 
des Halltaler Schuttkegels von 800 m aufwärts. Über die Oberfläche 
der breiten Gnadenwalder Terrasse hin sind fast allenthalben Reste 
von Grundmoränen verteilt, welche gewöhnlich im Norden gegen den 
Gebirgshang höhere Lagen einnehmen als im Süden am Rande der 
Terrasse. Doch überschreitet in keinem Profil das Gefälle der Grund- 
moräne 100 m. Der ganze Abschnitt der Terrasse, welcher zwischen 
dem Halltaler Schuttkegel und dem Vomperbach liegt, zeigt in keinem 
seiner tiefen Gräben das Grundgebirge, woraus wir auf die gewal- 
tige Entwicklung der geschichteten Ablagerungen schließen können. 
Dieselben liegen hier in der ziemlich ungestörten Verlandungsserie 
eines Sees vor, die meist mit Bänderton beginnt und sich dann all- 
mählich zu Mehlsand, Kies und Schotter vergröbert. Im Liegenden der 
Bändertone ist in der Lehmgrube bei Fritzens eine ältere Grund- 
moräne mit sehr schönen gekritzten Geschieben erhalten. Diese 
Grube hat übrigens das Bändertonlager in einer Weise erschlossen, 
welche zu erkennen gestattet, daß dasselbe eine ältere Talfurche 
ausfüllt, indem im Osten und Westen bereits seine Grundlage ent- 
blößt ist. Bemerkenswert ist außerdem, daß die feingeschichteten 
Tonlagen eine kräftige Neigung gegen Westen sowie wellenförmige 
Verbiegungen, besonders in der Richtung N—S aufweisen. 

Der Aufbau der Terrasse ist am tiefsten durch die Schlucht 
des Vomperbaches enthüllt. Die geschichteten Ablagerungen werden 
hier von einem verkitteten älteren Schuttkegel des Vomperbaches unter- 
teuft, der seinerseits Gletscherschliffe und Grundmoränen überlagert. 
Dieser Aufschluß gewinnt dadurch an Bedeutung, daß hier zweifellos 
das Vorhandensein einer älteren Grundmoräne bewiesen wird (s. Ver- 
handl. d. k. k. geol. R.-A. 1905, Nr. 11). Während wir hier unter der 
Terrasse etwa in 630 m Höhe geschliffenen und von Grundmoränen 
bedeckten Felsgrund haben, setzt sich die Grundmoränendecke un- 
gefähr 200 m höher über die Furche des Vompertales auf die Terrasse 
des Vomperberges fort. Diese Erscheinung zeigt in deutlichster 
Weise, daß die Terrasse des Gnadenwaldes sowie auch die des 
Vomperberges fast ohne einen Kern von Grundgebirge sich aufbaut. 

Die Oberfläche der Gnadenwalder Terrasse zeigt besonders in 
der Richtung des Inntales eine nahezu gleiche Höhe ihrer Rand- 
punkte. Auffallend ist der Umstand, daß sich die Oberfläche der 
Terrasse vom südlichen Rande flach gegen die Mitte einsenkt und erst 
dann wieder gegen den Berghang zu erhebt. In dieser eingesenkten 
Mittelzone sind besonders im östlichen Abschnitte große Trockental- 


[29] Studien über die Inntalterrassen. 119 


züge entwickelt, während im westlichen die Wasserrinnen des Hoch- 
gebirges sich tiefe Abflußrinnen in die Terrasse gegraben haben. Das 
größte Trockental ist jenes von St. Maria-Larch, welches mit zwei 
Furchen ganz allmählich auf der Terrassenfläche nördlich vom Dorf 
Fritzens beginnt und bei Terfens sich ins Inntal öffnet. Das Tal 
wird nur in seinem untersten Stück noch von einem kleinen Bache 
benützt, der oberhalb Terfens über einem Bändertonlager der Terrasse 
entquill. Grundmoränen kleiden die zwei Einfurchungen aus, mit 
denen dieser Talzug im Westen einsetzt. In der Gegend von St. Maria- 
Larch schließt sich ihm ein anderes Trockental an, welches am Ost- 
rande der Gnadenwald Terrasse anfängt und sich gegen Westen neigt. 
Es ist auf der Höhe der Terrasse breit angelegt und von Grund- 
moränen überzogen, senkt sich dann so steil gegen das Tal von 
Maria-Larch, daß es den Eindruck macht, als ob es von letzterem 
unterschnitten worden wäre. Gegen Osten geht es frei über der 
Schlucht des Vomperbaches aus. 

Die Ausbildung dieser Trockentäler dürfen wir sicherlich eben- 
falls wieder mit Lokalgletschern in Verbindung bringen, die am Ge- 
hänge der Bettelwurfkette ihren Ausgang nahmen. Besonders nörd- 
lich von St. Martin treffen wir Reste eines mächtigen, älteren Schutt- 
kegels, der hoch am Gehänge emporstrebt. 

Doch muß neben diesen späteren ausgiebigen Erosionen fest- 
gestellt werden, daß aus der Lage der Grundmoränen die glaziale 
Austiefung einer breiten, mittleren Furche entlang der Terrasse her- 
vorgeht. 

Während nun aber die Grundmoränendecke auf der Höhe der 
Terrasse vielfach erschlossen liegt, vermissen wir eine solche voll- 
ständig am Abfall gegen das Inntal. Dafür stellt sich hier allent- 
halben eine Art von schräger Vorstufe aus horizontal geschichteten, 
stark gerollten Schottern ein. Zu einem Teile wurde diese Vorstufe 
durch Verschmelzen zahlreicher kleiner Schuttkegel aus den Gräben 
der höheren Terrasse gebildet, zum anderen jedoch durch Ab- 
schwemmung des Inns. Solche Vorstufen finden wir besonders an 
jenen Stellen, wo die Terrasse nicht glazial, sondern durch Wasser- 
erosion begrenzt wurde. Auch hier ist längs der ganzen Südseite 
des Gnadenwaldes und auch noch der Vomperberger Terrasse die 
Begrenzung durch den Angriff des Inns erfolgt. 

Die Terrasse des Vomperberges erstreckt sich zwischen den 
Querschluchten des Vomperbaches und der Stanser Klamm. Diese 
Terrasse ist beträchtlich schmäler als die Gnadenwalder und in der 
Gegend von Fiecht tritt sogar der Felsgrund hervor. Trotz der Ver- 
schmälerung zeigt sich auch hier deutlich auf der Höhe der Terrasse 
die Eintiefung einer mittleren Zone. Der westliche Teil der Terrasse, 
der eigentliche Vomperberg, weist neben dieser Einsenkung noch ein 
Trockental auf, welches ziemlich steil zum Dorfe Vomp hinableitet. 
Der östliche Abschnitt, die Terrasse mit den Höfen Eggen, Weng 
und Bauhof, trägt die breite Furche eines Trockentales, das von 
Westen gegen Osten abfällt. 

Dieses Trockental prägt sich nordwestlich vom Eggenhof ein, 
wo sein Rand gegen einen Quergraben frei ausgeht. Bis zum Weng- 


120 Dr. O. Ampferer. [30] 


hof ist sein Gefälle ein mäßiges. Hier schließt sich ihm von Südosten 
eine zweite, schmälere Talwanne an und fallen beide vereint steil 
gegen das Dorf Stans ins Inntal ab. An seinem Beginn lagern Grund- 
moränen, welche bis zum Wenghof dann seine Nordflanke überkleiden. 

Die Terrasse erhebt sich über dem eben geschilderten Trockental 
zur Anhöhe des Bauhofes (Fig. 11), welche hinter den Felsrücken des 
Vomperjoches zurückgeht. An dieser Anhöhe, welche aus horizontal 
geschichteten, vorzüglich zentralalpinen Schottern, Sanden und Bänder- 
ton besteht, fallen uns zwei Eigentümlichkeiten besonders auf. Erstens 
steigen hier die geschichteten Ablagerungen bis zur Höhe von 920 m 
empor und zweitens werden dieselben von sehr gut entwickelter 
Grundmoräne bedeckt, welche im Süden bis zum Trockental beim 
Wenghof (755 m) hinabsteigt. Wir haben hier auf !/, km Ent- 
fernung ein Gefälle der Grundmoräne von über 150 m, welches nur 
auf Rechnung der glazialen Erosion gebracht werden kann. Die auf- 
fallend hohe Lage der geschichteten Ablagerungen ist wohl dadurch 
zu erklären, daß dieselben hier hinter dem vorstehenden Eck des 
Vomperjochrückens vor der Abstreifung durch das vorbeidrängende 
Eis des Inntalgletschers geschützt wurden. Wir werden später am 
Achenseedamm und bei der Besprechung der Terrassen auf der Süd- 


Fig. 11. 
St.Georgenberg 


Bauhof 


seite des Inns zwischen Schwaz und Zillertal mehrere Stellen kennen 
lernen, wo noch in Höhen von über 900 m geschichtete Schotter und 
Mehlsande anstehen und von Grundmoränen übergriffen werden. 

Diese Beobachtungen verdienen deswegen eingehende Würdigung, 
weil sie zeigen, daß die Oberfläche der geschichteten Ablagerungen 
sicherlich in mehr als 900 m Höhe lag. Wenn nun die Grundmoränen- 
decke größtenteils in 800 m die geschichteten Ablagerungen überzieht, 
so folgt auch für die annähernd ebenen Oberflächen der großen 
Terrassen eine glaziale Erniedrigung von mindestens 100 m. 

Damit sind wir in der Beschreibung der Terrassen bis zur 
Stanser Klamm vorgerückt. Jenseits derselben liegt noch die Terrasse 
des Heuberges, welche in der Nähe von Schloß Tratzberg endet. 
Unterhalb von diesem Schlosse steigt die Bergwand des Stanserjoches 
unvermittelt bis zur Innebene herab. 

Während die Terrasse im Westen der Stanser Klamm noch zum 
srößten Teile von losen Aufschüttungen erbaut wird, tritt im Osten 
das Grundgebirge bei weitem in den Vordergrund. Dabei zieht sich 
diese Felsterrasse am Südabfall des Stanserjoches weit ins Stansertal 
hinein, da noch die Felsschulter, auf welcher St. Georgenberg steht, 
zu ihr zu rechnen ist. Auch gegenüber von St. Georgenberg auf der 


[31] Studien über die Inntalterrassen. 121 


Südseite des Stanserbaches finden wir Felsschultern, welche eine 
Fortsetzung der Heubergterrasse ins Stansertal hinein beweisen. Be- 
merkenswert ist dabei, daß alle diese schon im Bereiche des Stanser- 
tales gelegenen Felsschultern tiefer eingeschnitten sind als der West- 
rand der Felsterrasse von Heuberg. Diese Terrasse selbst weist nur 
Anlagerungen von geschichteten Schottern und Sanden auf, welche 
ein größeres Ausmaß bei den Höfen Heuberg und Durch erreichen. 
Sowohl an der Oberfläche der Terrasse als auch am Abfall gegen 
das Inntal herrscht das Grundgebirge vor und wir finden wieder jene 
eigentümlichen glazialen Formen. Abgerundete Felshügel ragen auf, 
hinter denen breite Furchen vorbeiziehen, und die ganze Fläche neigt 
sich stark gegen Osten, wo sie bei Ried das Inntal erreicht. Ried 
selbst liegt jedoch in einer Art Felslehne, da östlich der Felsgrund 
der Terrasse noch einmal zur Höhe von Schloß Tratzberg sich auf- 
schwingt, um dann erst vollständig zu verschwinden. Auf der ganzen 
Heuberger Terrasse liegen Reste von Grundmoränen sowohl über den 
Felsgrund als auch über die Reste von geschichteten Ablagerungen 
verstreut. Bei Ried ziehen dieselben über Fels nahe zur Innebene 
herab. Hier bildet auf fast 1 km Erstreckung ein abgeschliffener 
und vorragender Felskamm die Begrenzung der dahinter eingetieften 
Terrasse. Diese Merkmale geben der Terrasse des Heuberges den 
Stempel kräftiger glazialer Bearbeitung, welche vor allem in dem 
steilen Abfall der eingegrabenen Furchen sich äußert. So fällt zum 
Beispiel die Felsunterlage bei Ried auf ?/, km Erstreckung um 120 m. 

Die Terrasse von Heuberg bildet den glazialen Abschluß für die 
zusammenhängenden Terrassen des Gnadenwaldes und Vomperberges. 
Durch den von Grundmoränen bedeckten Abstieg der Heubergterrasse 
wird auch hier wieder die Möglichkeit einer Terrassenbegrenzung 
durch Erosion des Inns ausgeschlossen. Den kurzen neuerlichen 
Anstieg der Felswanne von Ried gegen Schloß Tratzberg möchten wir 
den schon früher beschriebenen, schräg ansteigenden glazialen Fels- 
gassen anreihen. 

Bevor wir nun zur Besprechung des Achendammes übergehen, 
sollen noch kurz die Glazialaufschlüsse des Stallentales (im Unter- 
lauf-Stanser Klamm) berücksichtigt werden. 

Die Terrasse des Bauhofes baut sich als mächtiger Einsatz 
ganz in die Tiefe der Stanser Klamm hinab. In einer Tiefe von fast 
1700 m begegnen wir auf der Südseite über den Felsen der engen, 
Jungen Klamm Lagen von sandigem Bänderton, der aufwärts in Mehlsand 
und riesige Massen horizontal geschichteter Schotter übergeht. Die 
Gesamtmächtigkeit dieses Einbaues in die Stanser Klamm beträgt bis 
zur Grundmoränendecke ober dem Bauhofe über 200 m. Wir wissen 
bereits, daß sich auch jenseits der Stanser Klamm Reste von Ab- 
lagerungen mit einer Grundmoränenlage befinden, woraus zu ersehen 
ist, daß der Eisstrom des Bühlstadiums die von Schottern, Sanden 
und Bänderton verstopfte Furche der Stanser Klamm mit einem 
geringen Gefälle überschritt, das erst weiter östlich bedeutend zu- 
nahm. Aus dem Vorhandensein dieser so tief herabreichenden Einlage 
können wir aber gleichzeitig den Schluß gewinnen, daß die Stanser 
Klamm schon vor der Einlagerung der geschichteten Ablagerungen 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (0. Ampferer.) 16 


122 Dr. O. Ampferer, [32] 


fast bis zu ihrer jetzigen Tiefe ausgenagt war. Innerhalb dieser 
Schottereinlage treffen wir im Bachbett bis oberhalb der Mündung 
der Gamsbachklamm ziemlich reichliche Urgebirgstrümmer und in 
letzterer Klamm sogar viele sehr große Klötze. Oberhalb der Gams- 
bachmündung beginnt dann von 900 m an ein Einsatz von Kalk- und 
Dolomitschutt, der in den unteren Lagen völlig den Charakter einer 
nicht besonders stark bearbeiteten kalkalpinen Grundmoräne annimmt. 
Bis über 1200 m steigt dieser Schutteinbau empor, die Quellen des 
Stanser Baches brechen oberhalb der schlammigen Grundmoräne daraus 
hervor und der herrliche, flache Boden der Stallenalpe liegt auf ihm. 
Es erscheint nun fraglich, ob wir diese sicherlich glaziale Ablagerung 
für eine durch den vorliegenden Inntalgletscher bewirkte Staubildung 
oder für die Spur einer jüngeren Lokalvergletscherung halten sollen. 
Ich neigte anfangs der ersteren Ansicht zu, bin jedoch jetzt geneigt, 
das letztere für wahrscheinlicher zu halten und eine Ablagerung aus 
der Zeit des Gschnitzstadiums darin zu erblicken, da in dem ganzen 
Tale bis zum Lamsenjoch außer den hochgelegenen Moränenringen 
des Daunstadiums keine anderen jenem Stadium entsprechenden 
Schuttreste vorhanden sind. Außerdem wäre die Bildung einer solchen 
Staustufe nicht recht erklärlich, weil ja der aus dem Stallentale vor- 
dringende Gletscher mit dem Inntalgletscher zusammenschmolz und 
mit in dessen Bewegung eingezogen wurde. Der Umstand, daß die 
Felsterrasse des Heuberges sich absteigend ziemlich weit ins Stanser 
Tal hineinzieht, spricht dafür, daß diese Terrasse zum Teil durch 
den herausdrängenden Stanser Gletscher geschaffen wurde Wenn 
derselbe aber, wie diese Beobachtung verlangt, seine Bewegung entlang 
dem Bergrücken des Stanserjoches fortsetzte, ist nicht einzusehen, 
warum er in seinem Ursprungstale eine so mächtige Staustufe an- 
gelegt haben sollte. Auf der Höhe der Bauhof- und Heubergterrasse 
fehlen die Reste von jüngeren darüber gebreiteten Schuttfeldern, 
welche wir häufig noch über der Grundmoränendecke trafen und als 
Ablagerungen von Lokalgletschern des Gschnitzstadiums erkannten. 
Es ist daher durchaus wahrscheinlich, wenn wir in der Staustufe 
unter der Stallenalpe ebenfalls Reste der Ablagerung eines jüngeren 
Lokalgletschers erblicken, der auf dem Boden der Stallenalpe lange 
verweilte und nicht bis zur Tiefe der Inntalterrasse hinabreichte. 


Der Achenseedamm. 
(Fig. 12 und das Profil auf Tafel V.) 


Der Aufbau des mächtigen Achenseedammes ist von Blaas und 
Penck in eingehender Weise geschildert worden. Nach den Unter- 
suchungen von Blaas und eigenen Begehungen hat Penck in den 
„Alpen im Eiszeitalter“ auf Seite 322 ein Profil mitgeteilt, welches 
seiner Auffassung der Verhältnisse Ausdruck gibt. Ich habe den 
Achenseedamm mehreremal begangen und bin mit Berücksichtigung 
der weiter östlich liegenden Aufschlüsse zu einer etwas anderen 
Deutung der Lagerungen gekommen. Ich stelle im folgenden dem 
Profil, welches Penck mitgeteilt hat, dasjenige an die Seite, welches 
nach meiner Ansicht den tatsächlichen Verhältnissen näher kommt. 


[33] Studien über die Inntalterrassen. 123 


Beide Profile unterscheiden sich im wesentlichen nur darin, daß ich 
das. keilförmige Eingreifen der tiefer liegenden Grundmoräne nicht 
beobachten konnte und deshalb dieselbe als später angelagert be- 
trachte. Blaas hat zuerst in den Verhandlungen d. k. k. geol. Reichs- 
anstalt Wien 1889, S. 232 die Aufschlüsse, welche durch den Bau 
der Zahnradbahn am Achenseedamm geschaffen wurden, dargestellt. 
Er weist darauf hin, daß die Grundmoräne, welche oberhalb der 
Sohle des Trockentales von Erlach an der Bergnase von Eben an- 
steht, nach oben in Sand und Kies übergehe, welche sehr unregel- 
mäßig gegeneinander lagern und vielfach an scharfen, kleinen Ver- 
werfungsspalten aneinander stoßen. Geht man von diesem Aufschluß 
an der Bergkante gegen den tiefen Einschnitt des Käsbaches hinein, 
so trifft man in gleicher Höhe nach einer kurzen, verwachsenen Zone 
auf mächtige Lagen von horizontal geschichtetem Bänderton (2). Dieser 
Bänderton zieht sich, vielfach von herabgerutschtem Schutt bedeckt, 
bis zum Bach hinein und ist auf der anderen Talseite sehr schön er- 
schlossen, wo man sieht, daß Kies, Sand und Schotter (1) schräg gegen 
Norden abfallend ihn. überlagern. Auch am Berghang unter Eben 
finden wir über dem Bänderton gegen Norden fallende Kies- und 
besonders große Sandmassen vertreten. Das von Penck angegebene 
doppeltkeilförmige Eingreifen der Grundmoräne ist hier nicht zu 
erkennen. Begeben wir uns von dem Ebener Bergkamm gegen Osten, 
so treffen wir beim Stangelgut in gleicher Höhe auf Grundmoränen, 
welche sich von dort am Fuße des Berghanges in einzelnen, nicht 
zusammenhängenden Resten bis Erlach herabziehen. Sie bilden be- 
sonders nördlich und östlich von diesem Dorfe am Fuße des steilen 
Felshanges kleine vorgelagerte Hügel, welchen mehrfach Quellen 
entströmen. Die Grundmoräne, welche hier auftritt, ist sehr stark 
bearbeitet und von ganz ähnlicher Zusammensetzung wie die weit- 
verbreitete Inntaler Grundmoräne. 

Die untere Grundmoräne an der Achenseebahn, die gleich hoch 
gelegene vom Stangelgute und endlich die von Erlach haben als ge- 
meinsames Merkmal, daß sie an der Nordflanke eines Trockentales 
liegen, das im Westen nördlich von Fischl in breiter, freier Öffnung 
über dem Tal des Käsbaches beginnt und sich gegen Osten in flacher 
Neigung absenkt. Der obere Teil dieses Trockentales ist vorzüglich 
in Mehlsande eingebettet, tiefer treten dann geschichtete Schotter 
hervor. Dem Gefälle dieses Trockentales entsprechend, steigen auch 
die Grundmoränen von etwa 740 m im Westen bis gegen 640 m bei 
Erlach und östlich davon am Wege nach Astenberg sogar bis unter 
600 m herab. Südlich von diesem Trockentale sind auf den Höhen 
von Fischl und Burgeck nur ziemlich spärliche Reste einer Grund- 
moränendecke verbreitet. 

-Die Grundmoränen von Erlach (Fig. 12) stehen gegen Osten in 
unmittelbarem Zusammenhange mit jener Hügelzone, welche in den 
riesigen Schuttkegel von Münster eingreift. Diese Hügelzone weist 
nördlich von Wiesing in mehreren Aufschlüssen eine innige Vermischung 
von Grundmoränenmaterial mit vorzüglich zentralalpinen Sanden und 
Schottern auf. ‘Dagegen zeigen die Hügel südlich und westlich von 
Astenberg, welche sich dem Felshange der Ebener Spitze anschmiegen, 

16* 


124 Dr. O. Ampferer, [34] 


wieder einen Aufbau aus reiner, sehr stark bearbeiteter Grundmoräne. 
Auf diese Weise umgreifen Grundmoränen von der Höhe von Eben 
herab über Stangelgut, Erlach bis Astenberg den Berghang der Ebener 
Spitze. Dabei ist ihr Zusammenhaug zwar kein völliger, doch sind 
die Lücken von einer Art, daß sie leicht durch nachträgliche Erosion 
zu erklären sind. Von 960 m bei Eben sinkt dieser Grundmoränen- 
streifen bis unter 600 m, um dann noch einmal über 3800 m Höhe 
in der Nähe von Astenberg zu erreichen. Nach Ausbildung und Ver- 
teilung gehören diese übrigens nur. unbedeutend von einander ge- 
trennten Grundmoränen Resten einer und derselben Decke an. Wo die 
Grundmoränen an den Berghang der Ebener Spitze stoßen, sind sie 
stets rein und frei von geschichteten Schottern und Sanden, welche 
sie bei Eben, an der Achenseebahn und in der Umgebung des Stangel- 
gutes überlagern und mit denen sie sowohl am Aufschluß der Zahnrad- 
bahn westlich vom Stangelgut als auch nördlich von Wiesing innig 
verbunden sind. 

Aus der Beobachtung, daß der untere Grundmoränenstreifen 
einerseits geschichtete Ablagerungen überdeckt und anderseits frei 
dem felsigen Berghange aufliegt und dabei sich im Gefälle jenem des 
Trockentales anschließt, dem entlang er streicht, geht hervor, daß wir 


Fig. 12. 


S Thiergartenr sl. 77 
Ve : 


es auch hier höchstwahrscheinlich mit glazialen Erosionswirkungen 
zu tun haben. Wir haben an der Mündung des Stanser Tales bei Be- 
sprechung der Bauhofterrasse und des Trockentales von Weng bereits 
ganz ähnliche Verhältnisse gefunden, welche sich in nahezu gleichen 
Höhenverhältnissen ausdrücken. Wie am Bauhof, treffen wir auch 
bei Eben in einer Höhe von über 900 m auf die Grundmoräne, welche 
sich dort zusammenhängend, hier getrennt bis zur Sohle des südlich 
vorbeiziehenden Trockentales (von Weng, von Erlach, 755—790 m) 
herabzieht. Die Abschrägung der geschichteten Ablagerungen und die 
Bildung des Trockentales von Erlach sind beides Werke der glazialen 
Erosion. 

Wenn wir der Vollständigkeit wegen noch den westlich des 
Käsbaches gelegenen Teil des Achenseedammes untersuchen, so stoßen 
wir hier westlich von Jenbach am Südfuße des Zeiseleckes auf Reste 
von sandigem Bänderton. Höher empor streichen geschichtete Schotter 
und Sande aus, unter denen wir in der Gegend des Sensenwerkes auf 
die verfestigten, sehr flach südfallenden Bänke des alten Achentalschutt- 
kegels (3) stoßen. Die gerollten Inntalschotter und Sande übergreifen 
den Achentalschuttkegel und begrenzen das tiefer zurück liegende 
mächtige Lager von Bänderton gegen Süden, bis sie endlich vielfach 


[35] Studien über die Inntalterrassen. 125 


schräg aufgeschüttet darüber nach Norden vorwachsen. Die auf diesen 
Schottern lagernde Grundmoräne ist hier nirgends gut erschlossen, 
doch scheint sie am Nordhange des Zeiseleckes ziemlich tief herab- 
zusteigen. Die Hauptmasse der Käsbachquellen tritt oberhalb des 
Bändertonlagers aus den Schottern hervor und dürfte sicherlich dem 
Achensee entstammen. Wie schon die Aufschlüsse zu beiden Seiten 
des Käsbaches lehren, wird das große Bändertonlager im Süden von 
Schottern und Sanden abgeschlossen, welche auch seine Bedeckung 
bilden. Diese Bändertonlagen gehen oben indessen nicht allmählieh in 
Mehlsand, Kies und Schotter über wie die meisten der im Inntale 
befindlichen Lehmlager, sondern sie werden diskordant von schräg 
geschichtetem, meist gröberem Flußschutt überschritten. Diese Schotter 
reichen im Einschnitt des Käsbaches knapp unter Maurach bis über 
940 m empor, alsa beträchtlich höher als bei Eben bereits die 
Grundmoränendecke ansteht. Dabei werden sie noch größtenteils von 
zentralalpinen Geröllen aufgebaut, wenn auch die Beimengung von 
kalkalpinen schon mehr in den Vordergrund drängt als bei den 
unteren Lagen. Weiter nordwärts überwiegen an der Oberfläche des 
Achenseedammes seitliche Aufschüttungen aus den benachbarten Berg- 
gräben. Sehr wichtig für das Verständnis der Bildung dieses herrlichen 
Alpensees sind Vorkommnisse von typischer, stark bearbeiteter Grund- 
moräne des Inntalgletschers am Seeufer zwischen Seespitz und Pertisau 
und an beiden Felsflanken der Schuttbucht von Pertisau. (Siehe Jahrb. 
d. k. k. geol. R.-A. Wien 1903, S. 209.) An allen übrigen Uferlinien 
wird der See von frischem Schutte oder von Felsen umspannt. Um 
nun zu klaren Vorstellungen über die Bildungsgeschichte des Sees 
zu gelangen, müssen wir die Höhenlagen der verschiedenen Bestand- 
teile des Dammes in Vergleich zu dem jetzigen Relief des Seegrundes 
zu bringen suchen. 

Der alte verfestigte Schuttkegel des Achentalbaches reicht nach 
den Aufschlüssen im Käsbachtale etwa bis 730 m empor. Die darüber 
einsetzenden Bändertonlagen steigen in den hinteren Verzweigung:n 
des Käsbaches und am Weißenbach bis über 820 m hinan, wobei sie 
noch von etwa 150 m mächtigen Schottern überdeckt werden. 

Die Lotungen des Achensees haben dessen Reliefverhältnisse 
genügend genau bestimmt. Die 100 m Tiefenlinie umschließt ein sehr 
langes Becken von der Gegend von Pertisau bis gegen Scholastika, 
innerhalb von dem mehrfach Tiefen über 120 m und einzelne über 
130 m erschlossen wurden. Die heutige Spiegelfläche des Sees kann 
man zu etwa 929 m annehmen, so daß sich darauf bezogen die 
tiefsten Stellen des Sees bis zu 800 m hinabsenken. Bedenkt man 
die gewaltigen Schuttmassen, welche an den steilen Schluchten der 
umliegenden Gebirge unaufhörlich in den See geschüttet werden, so 
wird man zu dem Schlusse gedrängt, daß der Seeboden seit dem 
Schluß der letzten Vergletscherung eine bedeutende Erhöhung erlitten 
hat. Jedenfalls war das Gebiet, welches damals bis 800 m hinab- 
reichte, ein weit umfassenderes. 

Aus dieser Zusammenstellung lassen sich unmittelbar folgende 
Schlüsse aufstellen, 

Da das Achental nach Süden entwässert wurde, mußte das ganze 


126 Dr. 0. Ampferer. [36] 


Gebiet bis zur Wasserscheide ein Gefälle gegen Süden besitzen. Wurde 
nun die Talöffnung im Süden verstopft, so mußte der dadurch ent- 
stehende Stausee seine größte Tiefe im Süden aufweisen. Die Bänder- 
tone, welche jetzt am Käsbach über dem alten Schuttkegel des Achen- 
tales erschlossen liegen, zeigen uns den Stand des damaligen See- 
bodens an. Diese Bändertone werden nach ihren höchstgelegenen 
sichtbaren Aufschlüssen in 820 m Höhe durch darüber transgressiv 
vordringende Schotter und Sande abgeschlossen. 

Der Boden des alten Achensees war also bereits vor dem Vor- 
dringen der Schotter im Süden an seinen tiefsten Stellen über 820 m 
hoch. Da der Boden des heutigen Achensees stellenweise bis 800 m 
hinabreicht, müßte man annehmen, daß sein Hohlraum seit dem Ab- 
schlusse der Bändertone nicht nur nicht verschüttet, sondern sogar 
noch vertieft worden sei. Es dürfte im Gebiete des heutigen Achen- 
sees, also seit Beendigung der Bändertonablagerung nichts mehr ein- 
geschüttet worden sein, während am Achenseedamm über den Bänder- 
tonen noch mindestens 130 m Kies, Schotter und Grundmoräne an- 
gehäuft wurden. Dazu zeigen alle Aufschlüsse, daß der Schotter in 
lebhafter und rascher Weise über die Bändertone gegen Norden vor- 
drang. Hätte der See noch weiter ungestört fortbestanden, so ist nicht 
einzusehen, warum die Ablagerung der Bändertone durch schräg- ge- 
schichtete Schotter beschlossen worden wäre. Diese Verhältnisse zwingen 
zu der Annahme, daß der alte Achensee in der Entwicklung mit dem 
heutigen nicht unmittelbar zusammenhängen kann. Der alte See muß 
vor der Ankunft des Inntalgletschers bereits vollständig durch Bänder- 
tone sowie Schotter, Kies, Sand des Inns und Schutt der Seitenbäche 
verlandet gewesen sein. 

Der jetzige Achensee aber ist durchaus eine glaziale Wanne, 
welche von einem Seitenzweige des Inntalgletschers während des Bühl- 
stadiums ausgehöhlt wurde. Da der Achenseedamm nicht vom Achensee 
durchbrochen wurde, ist eine Vertiefung seines Grundes nur durch 
Eiswirkung oder durch tektonische Veränderungen möglich. Von letz- 
teren haben wir keine so jugendlichen wahrnehmen können. 

Heute birgt der See seine tieferen Stellen in der nördlichen 
Hälfte seines Bettes. Wenn wir den alten See als Rückstauung eines 
nach Süden fälligen Tallaufes betrachten, muß die Verteilung der 
Tiefen eine genau umgekehrte sein: im Norden flaches Erheben des 
Seebodens, gegen Süden zunehmende Tiefe. Diese Umkehr der Tiefen- 
verteilung kann ebenfalls nur ein Werk der glazialen Erosion sein. 
Da wir die höchsten erschlossenen Reste des alten Achentalschutt- 
kegeis bei 730 m Höhe am Käsbach finden, so können wir uns das 
alte Talgefälle ungefähr wieder ergänzen, wenn wir Verbindungslinien 
mit der Felssehwelle von Achenkirchen bei etwa 920 m und mit den 
noch im Fels befindlichen Hintergründen des Pletzach-, Falzthurn- 
und Tristenautales ziehen. Aus dieser Zusammenstellung geht ebenfalls 
die auffallend veränderte Form des heutigen Seebettes gegen das alte 
hervor. Im Norden erscheint das Becken des Achensees durch die 
Felsschwelle, auf der Achenkirchen liegt, abgeschlossen. Die breiten 
Sohlen des Pletzach-, Falzthurn- und Tristenautales öffnen sich in der 
Schuttbucht von Pertisau vereinigt gegen den Achensee. Daß das Eis 


[37] Studien über die Inntalterrassen. 127 


des Inntalgletschers sogar in diese Bucht hineindrang, beweisen an 
beiden Seiten die Reste von typischer Grundmoräne, welche neben 
gekritzten auch viele zentralalpine Geschiebe enthält. Einzelne erra- 
tische Gerölle finden sich noch bei der Falzthurnalpe. Diese drei Täler 
besitzen ganz ausgesprochene Trogformen und waren jedenfalls zur 
Zeit, als der Zweig des Inntalgletschers den Hohlraum des heutigen 
Achensees aushob, von: ihren eigenen Gletschern erfüllt. Die Grund- 
moränen von Pertisau scheinen dafür zu zeugen, daß der Imntal- 
gletscher diese Karwendelgletscher unterschob und sich in ihr Gebiet 
ein Stück weit hineindrängte. Die Tatsache, daß am Abhange des 
Stampfer Köpfls, nordwestlich von Pertisau, etwa 100 m oberhalb des 
Streifens von Inntalgrundmoräne, eine kalkalpine, viel weniger be- 
arbeitete Grundmoräne ansteht, läßt sich leicht in dem angegebenen 
Sinne erklären. Ob diese Talzweige auch so tief vom Eise ausgefegt 
wurden wie der Trog des heutigen Achensees, läßt sich nicht beweisen. 
Da bei Pertisau eine Teilung und Stauung der Eisströmung stattfand, 
ist es wahrscheinlich, daß hier eine höhere Schwelle blieb, die sich 
sowohl gegen den Achensee als auch die hinterliegenden, zu Becken 
ausgehöhlten Täler erhob. 

Die Bildung des heutigen Achensees zeigt uns in ausgezeichneter 
Weise die eigenartige Wirkungsweise der glazialen Erosion. Der gegen 
das Inntal vorgeschobene Teil des Walles besitzt an dem mächtigen 
talab gestreckten Rundhöcker des Tiergarten und an den Trocken- 
tälern von Wiesing und Erlach gewaltige, in der Richtung des Inn- 
tales streifende Einfurchungen. Wie durch einen Pflug erscheinen diese 
Furchen eingegraben, wobei im Vergleiche zur Höhe der Aufschüttung 
stellenweise weit über 300 m abgetragen wurden. Der weiter zurück- 
liegende Teil des Achenseewalles wurde durch den vorstehenden Fels- 
rücken des Stanserjoches vor der von West nach Ost gerichteten Eis- 
strömung geschützt. Als sich vom Strom des Inntaleises ein Seitenarm 
loslöste, wurde der unter der Ablösungsstelle befindliche Schuttgrund 
sehr wenig angegriffen. Erst in einiger Entfernung entfaltete dieser 
abzweigende Eisstrom seine aushöhlende Tätigkeit und grub so das 
Becken des Achensees, das bei Achenkirchen durch eine Felsschwelle 
abgeschlossen wurde, über 150 m tief ein. 

Peuck vertritt in dem Werke „Die Alpen im Eiszeitalter“ die 
Anschauung, daß der Achenseedamm am Rande eines Gletschers auf- 
geschüttet wurde, welcher einzelne Vorstöße gegen das Achental machte 
und endlich nach Ablagerung des Walles dorthin vordrang. Dieser 
Gletscher könnte nur der des Zillertales gewesen sein. Wären die 
Grundmoränen des Trockentales von Erlach und von Eben wirklich von 
diesem Gletscher, wogegen schon ihre Zusammensetzung spricht, so 
müßte doch durch diesen vorliegenden Gletscher der Zufiuß von Inn- 
talgeröllen verhindert worden sein. Solche beteiligen sich aber in der 
hervorragendsten Weise an dem Aufbau der Schotter und Kiese bis zu 
den höchsten Lagen hinauf. Die Mündung des Zillertalgletschers liegt 
noch beträchtlich unterhalb der Öffnung des Achentales, so dab es 
nieht wahrscheinlich ist, daß derselbe so weit talauf zurückgegriffen 
haben könnte, wo ihm außerdem anfangs der Druck des angestauten 
Inntalsees, später die aufgeschütteten Schuttmassen entgegenwirkten. 


128 Dr. O. Ampferer. [38] 


Der Riegel von Karres. 
(Fig. 13.) 


Südlich von Imst durchschneidet der Inn in enger Schlucht die 
Felsterrassen, auf denen nördlich die Ortschaften Karrösten und Karres, 
südlich Arzl und Wald liegen. Nach dem Vorgange von Blaas soll 
auch hier zur Gesamtbezeichnung der Name: „Riegel von Karres“ 
gebraucht werden. Was uns an diesem Riegel besonders auffällt, ist 
der Umstand, daß hier gleichzeitig auf beiden Seiten des Inns eine 
Felsterrasse auftritt, welche im Westen mit sehr steilem Gefälle aus 
dem Imster Becken aufstrebt und gegen Osten weit flacher absinkt. 
An dem Aufbau der Terrasse ist vorzüglich das Grundgebirge beteiligt, 
während die losen Aufschüttungen nur Ausfüllungen von Einsenkungen 
und eine dünne Decke bilden. Geschichtete, gerollte Schotter finden 
sich nur an der Südseite des Inns auf dem Sattel von Arzl und bei 
Wald, wo sie in ungefahr 800 m Höhe einsetzen und von Grund- 
moränen bedeckt sind Die Grundmoränen beherrschen die Terrasse 
sowohl südlich als besonders nördlich vom Inn, indem sie aus der 
Tiefe des Imster Beckens von etwa 720 m an (über den Felsen des 
Imster Bahnhofes, bei der Königskapelle und am Abhange bei Brenn- 
bichl) in zahlreichen Überresten die Felshöhen überkleiden und jenseits 
derselben nordöstlich von Roppen unmittelbar an den Lauf des Inns 
(680 m) herantreten. 

Die Oberfläche des Riegels ist sehr unregelmäßig, indem neben 
dem beträchtlichen Gefälle gegen Osten noch mehrfach aufragende 
Felshügel sich finden, von denen die bedeutendsten nördlich von Arzl 
(946 m), bei der Königskapelle, westlich von Karrösten (986 m), süd- 
östlich von Karres und nördlich von Roppen liegen. Die Felshügel 
südöstlich von Karres stellen die Umrandung eines Felsbeckens dar, 
in dem auch der letztgenannte Ort sich ausbreitet. 

Alle diese Felshügel zeigen in der Richtung des Inntales ge- 
streckte und abgerundete Formen. Nicht selten weisen dieselben noch 
verwaschene Gletscherschliffe auf, an denen die Felshöhen um Karres 
und Karrösten überhaupt reich sind. Nördlich von Karrösten, am 
Beginne des Weges zur Karröstner Alpe und dann in den Gräben, 
welche nördlich von Karres (Fig. 13) gegen die Karreser Alpe aufsteigen, 
finden sich unmittelbar unter sehr stark bearbeiteten Grundmoränen 
einzelne noch vollständig blanke Schlifflächen. Die Offnung des Riegels 
gegen das Becken von Imst ist sehr breit und wird durch die großen 
Felshügel von Karrösten, Arzl sowie durch den kleineren von der Königs- 
kapelle in vier Furchen zerlegt, welche sich gegen Osten nähern und 
undeutlich verschmelzen. Zwischen Karres und Karrösten ist die ganze 
nördliche Terrasse durch eine schräg von der Königskapelle und von 
der Innschlucht aufstrebende Fläche unterbrochen, welche sich mit 
den steilen Furchen verbindet, die vou ihr zur Karreser Alpe empor- 
steigen. In diesem Gebiete, das gleichsam eine in den Bergkörper des 
Tschirgants einspringende Nische darstellt, gelangen die Grundmoränen 
in ausgezeichneter Entwicklung und vielfach über geschliffenen Felsen 
zu einer gewaltigen Entfaltung. Vom Steilabfall der Innschlucht (bei 
780 m) ziehen sie fast ununterbrochen bis gegen 1400 m Höhe hinauf. 


[39] Studien über die Inntalterrassen. 129 


An dieser über 600 m hohen Berglehne kann man fort und fort die 
besten Aufschlüsse in der typisch entwickelten Grundmoräne finden, 
welche neben reichlichen zentralalpinen sehr schön geschliffene und 
gekritzte Geschiebe aus Kalk und Dolomit enthält. Bei dem Dorfe 
Karres springt wieder die Felsterrasse weiter vor und bildet eine große 
flache Wanne, welche durch aufragende Hügel sowohl gegen die Inn- 
schlucht als auch gegen das viel tiefere Becken von Roppen abge- 
grenzt wird. Ein steiler gefurchter Abfall leitet in das letztere Becken 
hinab, dessen Grund teilweise durch geschichtete Innschotter und 
Sande angefüllt ist, welche von jener Innstauung herrühren, die durch 
den großen Bergsturz des Tschirgants herbeigeführt wurde. Die Ein- 
buchtung von Roppen wird im Osten durch einen Dolomithügel be- 
schlossen, hinter dem die Grundmoränen in großer Mächtigkeit bis 
zum Inn herabstreichen. Die südliche Terrasse zeigt nicht so große 
Unregelmäßigkeiten, aber ebenfalls eine Grundmoränendecke. Am auf- 
fallendsten ist der groß« abgerundete Felshügel nördlich von Arzl. 


Fig. 13. 


Karres 837" 


Inn 
00 


Jenseits der Pitztalschlucht liegt die Terrasse von Wald, welcher die 
höhere von Schweighof und die tiefere von Ried angelagert ist. Dann 
findet sich östlich noch ein kleiner Vorsprung bei Hoheneck, der aber 
bereits unmittelbar gegen das Inntal in steiler Neigung abfällt. Durch 
die bisher beschriebenen Oberflächenformen, die Gefällsverteilung und 
die Grundmoränendecke ist die glaziale Gestaltung des Riegels zu 
seiner vorliegenden Form erkenntlich gemacht. Die Grundmoränen- 
decke hebt sich, aus der Tiefe des Imster Beckens steil ansteigend, auf 
die Terrassen, überkleidet nicht nur dieselben, sondern greift ander- 
wärts noch bis 1400 m an das Berggehänge empor und steigt dann 
mit ihnen bis zum jetzigen Innbett hinunter. Aus der Beobachtung, 
daß die Grundmoränendecke im Westen von beiden Seiten noch ziemlich 
tief in den Einriß der Innschlucht herabstreicht, kann man den Schluß 
ziehen, daß wenigstens ein Teil derselben bereits durch das Eis aus- 
gehobelt wurde. 

Die Frage nach dem Alter und der Entstehung des Felsriegels 
von Karres ist besonders durch Blaas mehrfach berührt worden. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (0. Ampferer.) 17 


130 Dr. OÖ. Ampferer. [40] 


Um hier zu einiger Klarheit durchzudringen, müssen wir die 
Aufschlüsse des Gurgltales, der Mieminger Terrasse und des Inntales 
zwischen Imst und Telfs zusammenhalten. Nach dem Rückzuge der 
Würmvergletscherung dürften beide Inntalzweige, sowohl der nun 
unter der Mieminger Terrasse begrabene als auch der heutige, offen 
gestanden sein. Damit soll aber keineswegs behauptet werden, daß 
der Tallauf Imst—Nassereith— Telfs auch noch vom Inn benützt werden 
konnte. In die Reliefverhältnisse der damaligen Zeit können uns 
unter der Voraussetzung, daß inzwischen keine tektonischen Ver- 
änderungen diesen Alpenteil betrafen, die verschiedenen geschichteten 
Ablagerungen einigen Einblick gewähren. Sie füllten die Hohlräume 
der Talzüge aus und haben so wenigstens einige spärliche Reste 
derselben vor der späteren Erosion aufbewahrt. Bei Imst stoßen 
wir unter der Nagelfluh in etwas über 800 m Höhe auf den alten 
Talboden, bei Nassereith ist bei 820 m der Felsgrund noch nicht 
erschlossen. Dann fehlen die Aufschlüsse bis zum Klammbach bei 
Mötz, der sehr wichtige Angaben liefert. In seinem Hintergrunde 
ragt der Felsgrund, welcher Schloß Klamm trägt, bis 871 m empor. 
Durch die umliegenden Gräben wird aber erschlossen, daß wir es 
hier mit einer Felsnase zu tun haben, die beträchtlich über ihre 
Umgebung aufragte. Nahe an der Mündung dieses Tales sehen wir 
die geschichteten Ablagerungen in etwas unter 700 m Tiefe. Da hier 
sicher schon damals eine Verbindung mit dem Inntale bestand, so 
können wir seine Höhe zu jener Zeit bei Mötz als fast gleich der 
jetzigen einschätzen. Durch diese Tatsache wird eine weitere Ver- 
folgung der beiden Talläufe gegen Osten unnötig, da sie ja bereits 
bei Mötz gleichsohlig gewesen sein dürften. In der Nähe von Telfs 
finden wir übrigens am Ostrande der Mieminger Terrasse den Fels- 
boden in den maßgebenden mittleren Lagen nirgends erschlossen. 
Östlich vom Mörderloch lagert Bänderton bis 670 m an die Fels- 
rücken von St. Moriz. 

Im Tallauf des heutigen Inntales fehlen geschichtete Ablage- 
rungen aus jener Zeit fast völlig. Nur auf den Terrassen von Arzl 
und Wald sind geschichtete Schotter aufbewahrt geblieben, welche 
von Grundmoränen überlagert sind. Ihre untere Grenze gegen das 
Grundgebirge dürfte in 800 m Höhe zu setzen sein. Wie wir aber 
wissen, greifen die deckenden Grundmoränen beträchtlich tiefer in die 
Innschlucht hinab, so daß es nicht ausgeschlossen ist, daß jene Furche 
in der Gegend vom Imster Bahnhof in tieferer Lage einst von Schottern 
erfüllt war, welche durch das Eis wieder herausgefegt wurden. 

Aus diesen Beobachtungen kann gefolgert werden, daß beide 
Tallinien in der Gegend von Imst in ungefähr 800 m Höhe sich zu 
teilen begannen und bei Mötz in 690—680 m Höhe miteinander in 
Verbindung standen. Wahrscheinlich lag jedoch schon damals die 
südlichere Linie tiefer und die nördliche wurde nicht mehr zusammen- 
hängend benützt. Für die südliche Linie kam in der Strecke von 
Imst bis Mötz damals ein Gefälle von ungefähr 100 m auf 18 km 
zur Verwendung (jetziges Gefälle = 60 m). Das Becken von Imst 
war oberhalb des Riegels von Karres nach dem Rückzuge der Würm- 
vergletscherung noch nicht unter S00 m hinab ausgehölt und der 


[41] Studien über die Inntalterrassen. 131 


Inn schnitt seinen Weg als flache Rinne in den eben genannten Fels- 
riegel ein. Durch die Talverstauung des Zillertaler und Otztaler 
Gletschers kam die gewaltige Aufschüttung von Bändertonen, Sanden 
und Schottern zustande. Da der mächtige Ötztaler Gletscher das 
heutige Inntal zwischen Imst und Mötz sperrte, wurde besonders die 
Talfurche Telfs—Nassereith—Imst mit riesigen Schuttmassen erfüllt, 
welche aus dem Imster Becken sich auch zum Riegel von Karres 
herüberbreiteten. Später dürfte das Gebiet des genannten Felsriegels 
wohl sicher durch den Pitztalgletscher bedeckt worden sein. Die 
Schotter von Arzl und Wald deuten darauf, daß wenigstens zu Beginn 
der Aufschüttung der Riegel von Karres noch eisfrei war. Beim Vor- 
rücken der Vergletscherung dürfte der Gletscher des Pitztales sich 
am Felshang des Tschirgants gestaut und geteilt haben. Ein Teil 
wendete sich talab und vereinigte sich mit dem Ötztaler Eise, ein 
anderer kehrte sich gegen das Gurgltal. Auf diese Weise bedeckte 
der Pitztalgletscher den Riegel von Karres, bis der Gletscher, welcher 
im Inntal herabrückte, jenen Überdruck gewann, der genügte, um 
den Pitztalgletscher völlig inntalabwärts zu lenken. Der Inntalgletscher, 
welcher sich ins Gurgltal hineinschob, höhlte in der Gegend von 
Imst ein tiefes Becken aus, welches sich gegen Nassereith ausdehnte. 
Die Erosionskraft des Pitztalgletschers wurde auf dem Riegel von 
Karres durch die Stauung am entgegenstehenden Tschirganthang 
nahezu aufgehoben und gewann erst wieder gegen Osten eine Zu- 
nahme. So schützte dieser Gletscher seine Unterlage im Gebiete 
seiner Anstauung (den Riegel von Karres), während der Inntal- 
gletscher das Becken von Imst eintiefte. Daß dieser letztere Gletscher 
endlich aus seinem Becken gegen den Riegel von Karres anstieg und 
den Pitztalgletscher dabei unterschob und zur Seite drückte, geht 
wohl aus den ansteigenden Felsfurchen, der Form der Felshügel und 
der Zusammensetzung der hinterlassenen Grundmoränen hervor. Jeden- 
falls aber verdankt der Riegel von Karres seine Erhaltung vor allem 
dem Eisstrome, der von Süden herkam und einerseits seine eigene 
Kraft am Tschirganthange brach, während er anderseits auch die 
Einwirkung des Inntalgletschers an dieser Stelle bedeutend ver- 
ringerte. Nach dem Rückzuge der Bühlgletscher lag der Riegel von 
Karres ungefähr in seiner jetzigen Form da. Oberhalb war das Becken 
von Imst um mindestens 100 m eingetieft und unterhalb senkte sich 
ebenso ein Felsbecken ein, das, wie die Grundmoränenaufschlüsse 
von Roppen zeigen, unter das jetzige Innniveau hinabtauchte. Zu- 
gleich hatte der Inntalgletscher beim Anstieg aus dem Imster Becken 
in den Riegel von Karres Furchen eingeschliffen, deren tiefste der 
Inn, nachdem er in jenem Becken einen genügenden Stausee ge- 
schaffen, zum Überfall ins tiefere Becken von Roppen benützte. Das 
Vorhandensein solcher tieferer Furchen folgt aus der Beobachtung, 
daß die weitverbreitete Grundmoränendecke nicht abgeschwemmt 
wurde. Die großartige, bis 1400 m aufsteigende Grundmoränendecke 
nördlich von Karres zeigt in ausgezeichneter Weise die gewaltigen 
hier stattgefundenen Aufstauungen an, welche sich sowohl hier als 
auch westlich von Karres am Kopfschwindl (982 m) in der Ausprägung 
steil bergan steigender Furchen äußerte. 
fi 


132 Dr. O0." Ampferer. [42] 


Das Becken von Imst setzt sich ins Gurgltal fort. Bei Nasse- 
reith sehen wir mit hohem, steilem Abfall die Mieminger Terrasse 
anheben. Von ihrem Westrande ist ein großes Stück das Werk von 
Wassererosion, wie der Schuttkegel von Dormiz beweist. Anderseits 
ziehen aber im nördlichen Teile ihres Abfalles Grundmoränen gegen 
Nassereith (bis 880 m) herab. Wichtig für das Verständnis der Talbildung 
ist auch die Beobachtung, daß im Fernpaßtal beim Gipsbruch stark 
bearbeitete Grundmoränen unmittelbar über dem Talboden bei 910 m 
erhalten sind. Berücksichtigt man dann das junge Alter des großen 
Bergsturzes, welcher erst den Fernpaß auftürmte (siehe Verhand- 
lungen der k. k. geol. R.-A. Wien 1904, Heft 3), so liegt es nahe 
anzunehmen, daß der Strom des Inntalgletschers sich bei Nassereith 
einerseits eine tiefe Furche im Tal des Fernpasses gegen Norden 
grub, während er anderseits auf der Höhe von Holzleiten die unter- 
liegenden Schotter nur sehr unbedeutend angriff. Das Tal des Fern- 
passes, welches vor dem Bergsturze höchstwahrscheinlich gegen Süden 
geneigt war, dürfte ja ebenfalls in beträchtlicher Weise von Schottern 
und Sanden aufgeschüttet worden sein, in welche dann der nordwärts 
fließende Zweig des Inntalgletschers die Fortsetzung des Imster 
Beckens einhöhlte.e Ob nach dem Rückzuge des Bühlvorstoßes das 
Tal nach Süden entwässert wurde, ist nicht sicher, doch liegt außer 
dem großen Bergsturze kein Grund zur Umkehr seines Gefälles vor. 

Eigentümlich bleibt aber die Erscheinung, daß bei Nassereith 
der Gletscher lieber das geschlungene, enge Fernpaßtal als die breite 
Fortsetzung des Gurgltales, die Schutterrasse von Holzleiten ein- 
tiefte. Nur an wenigen Stellen ist die Oberfläche der Schutterrasse 
bis zu solcher Höhe erhalten wie bei Holzleiten (über 1000 m). Nach 
den übrigen Höhenständen der geschichteten Ablagerungen und ihrer 
Grundmoränendecke zu schließen, müssen wir annehmen, daß die 
Schotter von Holzleiten beinahe gar nicht von dem darüber strömen- 
den Eise angegriffen wurden. In grellem Gegensatz dazu finden wir 
im Imster Becken am Imster Bahnhof und bei Brennbichl die Grund- 
moränendecke in 720 m Höhe, von wo sie sich längs dem Gurgltale 
nur allmählich hebt und östlich von Nassereith bei 880 m, am Gips- 
bruch vor Fernstein bei 910 m ansteht. Der Anstieg der Grund- 
moränendecke aus dem Imster Becken auf die Hochfläche der Mieminger 
Terrasse beträgt über 300 m, wobei mindestens 120 m auf den kurzen 
letzten Aufschwung östlich von Nassereith fallen. 

Zur Erklärung dieser eigentümlichen Verhältnisse kann man 
vielleicht anführen, daß die Mieminger Terrasse, als sie der Inntal- 
gletscher längs des Gurgltales erreichte, bereits von den Lokal- 
gletschern ihres Hochgebirgskammes besetzt war, welche längere 
Zeit der Einwirkung des Inntalgletschers Widerstand zu leisten ver- 
mochten. Das Fernpaßtal aber war wenigstens in seinem Beginne 
vom Einfluß der Lokalgletscher weniger betroffen. Diese Umstände 
werden schon durch die Verteilung der Schuttablagerungen aus der 
Zeit des Gschnitzstadiums erläutert. Während die Mieminger Terrasse 
mehrfach von Schuttwällen und Schuttfeldern dieses Stadiums über- 
deckt ist, bleiben dieselben längs der Fernpaßfurchen in den Seiten- 
tälern zurück. 


[43] Studien .über die Inntalterrassen. 133 


Die südliche Inntalterrasse zwischen Telfs— Volders. 


Die größte Ausdehnung in Länge und Breite gewinnt die Inntal- 
terrasse südlich des Inns. Sie setzt hier mit Felshügeln und Furchen 
östlich von Telfs bei Pfaffenhofen ein und zieht ununterbrochen bis 
in die Gegend von Wattens, wo sie ebenfalls mit Felsstufen endigt. 
Durch die tiefen Schluchten der Melach und der Sill wird ihr Be- 
reich in drei Stücke zerlegt, von denen wieder jedes noch durch 
unbedeutendere Bacheinrisse weiter zergliedert wird. 

Am Aufbau dieser lang hinstreichenden Terrasse ist vor allem 
das Grundgebirge beteiligt und nur im westlichsten Abschnitte ober- 
halb der Mündung des Sellraintales herrschen die geschichteten Ab- 
lagerungen vor. Geschichtete Ablagerungen und Grundgebirge sind 
jedoch in einer Weise aneinandergefügt, daß die Terrasse in ihrer 
Gesamtheit aus einiger Entfernung den Eindruck von Gleichmäßigkeit 
und Einheitlichkeit erweckt. An keinem anderen Teile der Inntal- 
terrasse tritt die Eigenart ihres Felskernes so unverhüllt zutage und 
ohne die Verkleidung und Ausfüllung mit geschichteten Ablagerungen, 
Grundmoränen und Gehängeschutt würde niemand diese unregel- 
mäßigen Felsschwellen für Werke von Wassererosion, für Reste alter 
Talböden gehalten haben. Wenn wir diese Terrasse von ihrer Schutt- 
bedeckung befreit vor uns liegen hätten, würden ihre Formen, ihr 
auf- und absteigendes Gefälle ohne weiteres die Gedanken an 
Wassererosion als völlig unzutreffend erscheinen lassen. 

Der westlichste Abschnitt der Terrasse zwischen Pfaffenhofen 
und Sellraintal zeigt einen verhältnismäßig recht einfachen Aufbau, 
welcher besonders an den Einschnitten des Flaurlinger und Inzinger 
Tales sowie am „Reissenden Ranggen“ südlich von Zirl erschlossen 
ist. Am Flaurlinger und Inzinger Graben haben wir mächtige, ziem- 
lich grobe, meist horizontal geschichtete Schotter vor uns, in denen 
sehr reichlich Gesteine des betreffenden Bachgebietes sich finden. Diese 
Ablagerungen werden von sehr undeutlich entwickelten Grundmoränen 
überlagert. Da in ihnen Kalke, Serpentine, Dolomite und andere 
leicht schleifbare Gesteine äußerst selten sind, wird die Unter- 
scheidung der Grundmoränen eine ziemlich unsichere. 

Erst unterhalb des Sellraintales finden sich in den Grundmoränen 
wieder häufiger deutliche, geschliffene und gekritzte Geschiebe, da 
von den Triasgesteinen der Kalkkögel und weiter abwärts von denen 
der übrigen Sillbuchtgebirge, dann von den Serpentinen und Brenner- 
schiefern leicht bearbeitbares Material gespendet wurde. Der mächtige 
Aufschluß am „Reißenden Ranggen“ wurde von Blaas im Jahrbuche 
der k. k. geol. Reichsanstalt, Wien 1890, 1. Heft, S. 33 und neuerdings 
von Penck in dem Werke „Die Alpen im Eiszeitalter“, S. 330 ein- 
gehender beschrieben. Wir haben bis 790 m schräg nordwestlich 
fallende Deltaschotter und Sande, darüber horizontal geschichtete 
grobe Schotter, auf der Höhe bei 836 m Spuren einer Grundmoränen- 
decke. Infolge der undeutlichen Ausbildung der Grundmoränen ist es 
für dieses Terrassenstück sehr schwer, genau ihre Verteilung anzugeben. 
Der Beginn der Terrasse besteht, wie schon erwähnt, aus ziemlich 
wenig ausgeprägten Felsstufen, an die sich schon westlich des Flaur- 


134 Dr. OÖ. Ampferer. [44] 


linger Tales eine Stufe aus groben Schottern lehnt. Östlich von diesem 
Tale verbreitert sich die Schotterterrasse rasch und bildet an der 
Oberfläche zwei Stufen, welche nach kurzem Hinstreichen am Pollinger 
Berge von einer Anzahl aus dem steilen Berggehänge herabschießender 
Gräben zerschnitten werden. Am Abhange gegen das Dorf Flaurling 
lassen sich Grundmoränenreste ziemlich tief gegen das Inntal hinab 
verfolgen und sind auch auf der Höhe des Flaurlinger Berges weit 
verbreitet. 

Südlich von Inzing gewinnt die Terrasse neuerlich bedeutend an 
Breite und zugleich stellt sich ein ausgesprochenes Trockental ein, 
welches frei über dem Inzinger Graben beginnt und sich gegen das 
Schindeltal nach Osten absenkt. Der Giggl- und Kienberg trennen 
dieses Trockental vom Inntale. Der Aufbau dieser Anhöhen ist durch 
große Ziegeleien teilweise eröffnet und wir sehen von der Innebene 
an Bändertone emporwachsen, die in Mehlsande und gröbere Schotter 
übergehen. Östlich und westlich werden die Bändertone durch Sande 
und Schotter ersetzt, welche besonders in der Nähe der Seitentäler 
vorherrschend werden. 

Das Schindeltal durchschneidet die ganze lose aufgeschüttete 
Terrasse bis zum Abfall des Gebirges und zeigt deren bedeutende 
Mächtigkeit. 

Hoch über der Terrasse von Inzing treffen wir am Nordabhange 
des Rangger Köpfls (1160 m) auf die gegen Osten abfallende Fels- 
furche des ersten Ebener Bergls. 

Zwischen Schindeltal und Melach wird die sehr breit gewordene 
Terrasse durch das lange und tiefe Rettenbachtal in einen südlichen 
und nördlichen Streifen zerlegt. Der Rettenbach hat höchstwahr- 
scheinlich nicht selbst dieses paralell mit dem Gebirgshange hinziehende 
Tal geschaffen, sondern nur das einmal vorhandene benützt und weiter 
ausgebildet. Das Tal beginnt in der Nähe der Ortschaft Ranggen mit 
flachen, weiten Mulden, welche gegen den Graben des Schindeltales 
offen abbrechen und den wenigen Aufschlüssen nach von Grundmoränen 
bedeckt sind. Eine ziemlich ausgedehnte Decke von Grundmoränen 
überzieht die Terrassenstufe südlich des Rettenbaches, auf welcher 
Ober-Perfuß liegt. Auch hier weist die Oberfläche mehrere gegen 
Osten abfallende Trockentäler auf, welche am Steilabfalle gegen den 
tief eingesenkten Schuttkegel der Melach abgerissen enden. Südlich 
von Ober-Perfuß setzt sich die Terrasse ansteigend bis in die Öffnung 
des zwischen Roßkopf und Rangger Köpfl eingetieften Krimpenbach- 
tales fort. 

Das Sellraintal begrenzt die Terrasse von Ober-Perfuß und die 
Abhänge derselben scheinen hier, soweit erkennbar, Erosionsränder 
zu sein. Jenseits dieses Tales gewinnt die Terrasse, obwohl ihr Nord- 
rand bedeutend zurückweicht, sehr an Breite. Während nämlich im 
Westen des Sellraintales der mächtige Bergwall des Rangger Köpfls 
(1933 m) die Terrasse südlich begrenzt, drängt sich die letztere östlich 
von diesem Tale so weit nach Süden, daß sie die Fortsetzung dieses 
Bergrückens zu bilden scheint. Wenn man von Osten her über die 
Terrasse wandert, glaubt man nach dem Gesichtseindrucke, daß das 
Rangger Köpfl der Terrasse aufgesetzt sei, da es sich mit sehr 


[45] Studien über die Inntalterrassen, 135 


allmählichem Anstiege darüber erhebt. Die plötzliche Verbreiterung 
der Inntalterrasse ist aufs engste mit der Mündung des Sellraintales 
verbunden und wir werden die gleichen Erscheinungen nur in noch 
viel größerem Maßstabe an der Sillmündung wiederfinden. In beiden 
Fällen treffen wir an der Westseite der Talmündung stark vortretende, 
abgerundete Bergrücken, an der Ostseite eine breit entfaltete Ter- 
rasse, die sich auffällig in das Seitental hineinzieht. Wollte man diese 
eigentümlichen Ecken der Terrassen auf Wassererosion zurückführen, 
so müßte man annehmen, daß sowohl die Melach als auch die Sill 
bei ihrem Eintritte ins Inntal plötzlich eine diesem Tale fast parallele 
Richtung eingeschlagen hätten. Für ein so merkwürdiges Verhalten 
ist kein Grund ersichtlich und wir werden außerdem sehen, daß sich 
noch andere Beobachtungen, welche dagegen sprechen, aufführen lassen. 

Die Mündung des Sellraintales ist eine enge, gewundene Fels- 
klamm, welche sich erst in der Gegend der Ortes Sellrain erweitert. 
Ungefähr zugleich mit der Talerweiterung macht sich am östlichen 
Talgehänge der Beginn der Terrasse, und zwar zuerst als eine gegen 
das Inntal hin ansteigende Leiste erkenntlich, Die Weitung von 
Sellrain und die zur Terrasse von Grinzens hinaufführende Gehänge- 
leiste weisen Schuttbedeckung von der Art der Grundmoränen auf. 
Deutlicher wird die Grundmoränendecke auf der breiten Terrasse 
von Grinzens, Axams, Birgitz und Götzens, wenn sich auch noch 
vielfach darüber jüngerer Schutt ausbreitet. 

Die Grundlage dieser weitflächigen Terrasse bildet Fels und 
nur am nördlichen Rande ist eine Zone angelagert, wo sich vom Niveau 
des Inns bis über 820 m empor nur lose Schuttablagerungen finden. 
Diese Zone beginnt südlich von Kematen als schmale Anlagerung, wird 
dann im Gebiete des Axamer und Geroldsbaches ziemlich breit und 
verliert sich an den Abhängen des Klosterberges westlich von Wilten. 
Ihr Aufbau ist der gewöhnliche mit Bändertonlagern in der Tiefe, 
die an den Mündungen von Seitentälern von Mehlsand oder Schottern 
ersetzt werden, velche überall die höheren Lagen beherrschen. 
Je nach der wechselnden Höhe der Felsunterlage greifen die ge- 
schichteten Ablagerungen mehr oder weniger weit nach Süden. Die 
Felsunterlage wird durch die Schlucht der Melach und den Graben 
des Sendersbaches im Westen ausreichend erschlossen. Letzterer zeigt 
deutlich, daß die Oberfläche der Felsterrasse gegen das Imntal zu 
mit einer Erhebung abschließt, welche jetzt von diesem Bache mit 
Wasserfällen durchsägt wird. Diese durch den Sendersbach erschlossene 
Felswanne senkt sich gegen Osten, wie die Aufschlüsse am Axamer 
Bache beweisen, der das Grundgebirge bereits in tieferer Lage ent- 
blößt. Während wir aus diesen Aufschlüssen eine breite, aus dem 
Sellraintale unter sehr spitzem Winkel gegen Völs sich senkende 
alte Felswanne erkennen, begegnen wir östlich des Geroldsbaches 
beträchtlich höheren Felsrücken. 

Unterhalb von Axams, bei Birgitz treffen wir Grundgebirge; 
Götzens liegt teilweise auf demselben, das einen Höhenrücken bildet, 
welcher den Geroldsbach überschreitet und dann ununterbrochen in 
flach gerundeten Kuppen mit Felswannen und Furchen bis zum Durch- 
bruche der Sill hinstreicht. Westlich von Götzens ist sein Verlauf 


136 Dr. O0. Ampferer. [46] 


durch den Schuttkegel des Geroldsbaches größtenteils verhüllt, östlich 
davon kann man ihn fortlaufend beobachten. Er wird von dem südlichen 
Gebirge durch ein breites, gegen Osten abfallendes Trockental ge- 
trennt, in dem das Dorf Natters erbaut ist. Der Rücken selbst zeigt 
auf weite Strecken nackten, gerundeten, gefurchten Fels und hebt 
sich in flachen Wellen auf und ab. Wie die Aufschlüsse im unteren 
Teile des Geroldsbaches beweisen, streicht die Felswanne, welche 
jetzt das Trockental von Omes trägt, parallel, aber in viel tieferer 
Lage mit diesem Felsrücken gegen das Inntal. Nach diesen Angaben 
können wir, falls wir von einer noch eingehenderen Gliederung Ab- 
stand nehmen, die Felsterrasse zwischen Sellrain- und Silltal als eine 
breite, flache Mulde, als einen hohen, flachkuppeligen Rücken und 
eine höhere, schmälere Mulde auffassen. Von diesen streichen die 
beiden ersteren Elemente schräg gegen Nordosten, während die Mulde 
von Natters den Raum bis zum Gebirgshange einnimmt und mit der 
Terrasse am Westufer verschmilzt. Der Felsrücken, welcher die beiden 
Wannen trennt, ist bei Götzens noch schmal, verbreitert sich dann 
aber im Bereiche des Klosterberges. Seine Forsetzung bildet jenseits 
der Sill der Kamm der Lanser Köpfe. Dabei geht dieser Felsrücken 
aus seiner nordöstlichen Richtung in eine fast westöstliche über und 
streicht so quer über die Mündung der Sill hinweg, die ihn zwar mit 
tiefer Schlucht entzweigesägt, aber nicht in seiner Fortsetzung ge- 
hemmt hat. 

Die Oberfläche der Terrasse zwischen Sellrain- und Silltal bringt 
diese bedeutenden Unebenheiten des Felskernes nicht zum Ausdrucke, 
da dieselben durch die geschichteten Ablagerungen, durch eine Grund- 
moränendecke und jüngeren Schutt (wahrscheinlich von Lokalgletschern) 
verhüllt werden. Die nach der Aufschüttung der geschichteten Ab- 
lagerungen angelegten Oberflächenformen laufen ziemlich gleichmäßig 
über Schutt und Fels. 

Das in die geschichteten Ablagerungen neu eingeprägte Relief 
deckt sich im großen und ganzen mit dem der Felsunterlage. Der 
breiten, aus dem Sellraintale gegen das Inntal geneigten Felswanne 
entsprechen in der Neigung und Richtung kleine Trockentäler bei 
Grinzens und etwas nördlicher die große Talwanne von Omes, welche 
frei über dem Graben des Sendersbaches beginnt und sich nach Völs 
hinabsenkt. Der größere Teil dieses Talzuges wird jetzt vom Axamer- 
bache benützt, der nach Durchschneidung der höheren Mulden unter- 
halb von Axams seitlich einmündet und die untere Hälfte des Tales 
durchfließt. Daß der Talzug von Omes in seiner ersten Anlage nicht 
ein Werk der Wassererosion sein kann, hat bereits Blaas (1885) in 
seiner Arbeit über die Glazialformation im Inntal (Zeitschrift des 
Ferdinandeums für Tirol und Vorarlberg, Ill. Folge, 29. Heft, Innsbruck 
1885) eingehend erörtert ıS. 89-—-97). In jener Arbeit wird überhaupt 
den Erscheinungen der glazialen Erosion in hervorragender Weise 
die Aufmerksamkeit zugewendet und die Darstellung der südlichen 
Inntalterrasse zwischen Sellraintal und Volders ist in dieser Hinsicht 
so vortrefflich, daß man sie heute noch als mustergültig anerkennen 
muß, Ich kann dieses Umstandes um so dankbarer gedenken, als mir 
dadurch vielfach die Mühe einer neuerlichen Beschreibung erspart 


[47] Studien über die Inntalterrassen. 137 


blieb. Einzelne Stücke des Trockentales von Omes sind auch durch 
Reste von Grundmoränen als glaziale Bildungen festgelegt. So treften 
wir nordwestlich von Omes Grundmoränen und bei der Ruine Vellen- 
berg steigen dieselben von der Höhe der Terrasse beträchtlich an 
dem Abhange gegen unser Tal hinab. 

Der alte Felsrücken, welcher unterhalb von Axams sich zeigt 
und über Birgitz, Götzens zum Klosterberge und zu den Lanser Köpfen 
sich fortsetzt, weist eine sehr geringe Schuttbedeckung auf. Deutliche 
Grundmoränen sind davon unterhalb von Axams, an der Brennerstraße 
westlich vom Berge Isel und östlich von den Lanser Köpfen erhalten, 
undeutliche Reste dagegen finden sich in ziemlich weiter Verbreitung. 

Der Felswanne zwischen diesem Höhenzug und dem Gebirge 
entspricht das Trockental, welches von Edenhaus nach Natters zieht. 
Bei Natters finden wir in demselben umfangreiche Einlagen von 
Grundmoränen. Oberhalb von diesem Trockentale streicht südlich 
noch eine breite Mulde herüber, welche mehrere Tälchen gegen das 
erstere Tal herabsendet. In der Gegend von Natters weiten sich diese 
Trockentäler zu einem großen Kessel aus, in dem, wie schon erwähnt, 
deutlich entwickelte Grundmoränen eingelagert sind. Die Mulde von 
Natters bricht gegen Osten an den Steilabhängen des Silltales ab. 
Als charakteristisch für diese Mulde muß noch hervorgehoben werden, 
daß der größte Teil derselben eine Einbuchtung in den nördlich 
vorbeistreichenden Felszug des Klosterberges darstellt und man 
gewissermaßen hier eine ältere von Süd gegen Nord sich hebende 
Felswanne vor sich hat, welche von der jüngeren ostwestlichen Ein- 
furchung überkreuzt wird. 

Daß die Grundmoränen vom Klosterberg gegen die ersten 
Serpentinen der Brennerstraße bei Wilten über geschichtete Schotter, 
Sande und über Grundgebirge bis nahezu 600 m herabsteigen, ist von 
Blaas und Penck bereits mehrfach betont worden. 

Es erübrigt nun noch kurz die Aufmerksamkeit auf die Spuren 
von Ablagerungen jüngerer Lokalgletscher zu werfen. Hier stehen 
mir leider ziemlich wenig Beobachtungen zu Gebote, von denen 
sich die meisten auf die höheren Gebiete der südlichen Quertäler 
beziehen. Im Bereiche der Terrasse zwischen Telfs und Sellraintal 
begegnen wir sowohl im Flaurlinger- als auch im Hundstal deutlichen 
Resten von jüngeren glazialen Ablagerungen. Dasselbe gilt auch für 
die Seitentäler der Terrasse östlich des Sellraintales, für das Senders-, 
Axamer- und Geroldstal. Als bezeichnend mag gleich der Umstand 
hervorgehoben werden, daß meistens die Alpen auf solchen von den 
Talgletschern angehäuften Schuttmassen liegen. Dies gilt in unserem 
Gebiete für die Flaurlinger (1695 m), Inzinger (1640 m), Kematner 
(1646 m), Lizumer (1665 m) und Götzner Alpe (1590 m). Diese in 
annähernd gleich großen Tälern, gleich hoch gelegenen Schuttstufen 
sind meistens sehr beträchtliche Anhäufungen von Gesteinstrümmern 
des Talhintergrundes. 

Diese Schuttmassen bilden in den engen Bergtälern Einlagen, 
welche vorn in steilen Anbrüchen abfallen und rückwärts häufig einen 
fast ebenen breiteren Boden aufstauen, dessen Lage für die An- 
siedlung von Alpen besonders günstig ist. Der Bach strebt von unten 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (O0. Ampferer.) 18 


138 Dr. O. Ampferer. [48] 


herauf diesen Schuttpfropfen entzweizuschneiden, während er ihn 
oft gleichzeitig von oben her mit Schutt überschüttet. Ein aus- 
gezeichnetes Beispiel einer solchen Schuttstufe haben wir im Stallen- 
tal, jedoch in wesentlich tieferer Lage kennen gelernt. 

Oberhalb dieser scharf ausgeprägten Zone von glazialen Ab- 
lagerungen, welche sich meistens leicht von Bergsturzmassen oder 
Muren durch ihre Form und Gesteinsführung unterscheiden lassen, 
finden sich noch höher gelegene Gruppen von kleineren, gut erhaltenen 
Moränenringen. Es ist hier nicht der Ort, weiter auf die Verteilung 
der einzelnen Rückzugsstadien in dem angrenzenden Gebirge einzu- 
gehen, da sie mit dem Ziele unserer gegenwärtigen Untersuchung nur 
lose zusammenhängt. 

Während nun aber diese höheren Zonen von glazialen Ab- 
lagerungen sehr deutlich entwickelt vorliegen, finden wir auf der 
Inntalterrasse selbst keine sicheren jüngeren Glazialschuttmassen, wie 
wir solchen zum Beispiel auf der Mieminger Terrasse begegnet sind. 
Ausgedehnten Schuttfeldern über der Grundmoränendecke begegnen 
wir allerdings besonders im Bereiche des Senders-, Axams- und 
Geroldsbaches, doch muß es erst genaueren Untersuchungen über- 
lassen bleiben, ob wir darin wirklich Ablagerungen von tief herab- 
reichenden Lokalgletschern vor uns haben oder nur mächtige 
Schuttkegel, welche Bäche aus der Abtragung von höher gelegenen 
Schuttstufen bereiteten. Solche Schuttkegel sind tatsächlich noch 
heute in der Fortbildung begriffen, wie man am Geroldsbach beob- 
achten kann, der die hochgelegenen Schuttmassen unterhalb der 
Götzneralpe unaufhörlich zu Tal reißt und über die Terrasse breitet. 
Die große Schuttstufe am Fingang ins Senderstal oberhalb von 
Grinzens und einzelne wallförmige Höhenzüge lassen jedenfalls den 
Gedanken an jüngere Glazialablagerungen auf der Terrasse als be- 
rechtigt erscheinen. Durch die bedeutenden Wassermassen und den 
Schuttreichtum dieser Täler dürften eben wahrscheinlich die Spuren 
solcher Ablagerungen hier viel mehr verändert worden sein als auf 
der Mieminger Terrasse. 

Die großen Trockentäler von Omes und Natters können ihrem 
Verlaufe und ihrer Grundmoränen wegen nicht als Werke solcher 
Lokalgletscher bezeichnet werden, dagegen ist die Bildung der ihnen 
von Süden angeschlossenen kleinen Talmulden sehr wahrscheinlich 
darauf zurückzuführen. Daß dadurch nicht bloß der südliche Teil der 
Terrassenfläche eingreifend ummodelliert wurde, sondern auch noch 
die großen ostwestlichen Talzüge verändert wurden, braucht wohl 
nicht eigens hervorgehoben zu werden. Sie dienten gleichsam als 
Sammeltröge für die zahlreichen von Süden herströmenden Rinnsale. 
Aus der ganzen Art der Verteilung der Trockentäler und Tälchen 
kann man also mit Wahrscheinlichkeit auf das Vorhandensein von 
Lokalgletschern auf der südlichen Inntalterrasse schließen. Im Gebiet 
der Terrasse zwischen Melach und Sill reichten diese Gletscher nicht 
über die Talfurchen von Omes und Natters hinaus, welche ihre 
Gewässer sammelten und gegen Osten zu ableiteten. 

Das Silltal scheidet die Terrassen zu beiden Seiten seiner 
Mündung in bedeutungsvoller Weise. 


[49] Studien über die Inntalterrassen, 139 


Die Talfurche, welche die Sill nach der Vereinigung mit der 
Ruez (Stubaital) durchströmt, ist großenteils eine junge Felsschlucht, 
an deren Seiten mehrfach Stücke ihres alten Bettes verschüttet durch 
geschichtete Ablagerungen erhalten sind. Diese Abweichungen des 
jungen und älteren Laufes sind indessen keine sehr bedeutenden 
und wir können feststellen, daß die Sill bereits vor der Ablagerung 
der geschichteten Schotter und Sande im großen und ganzen in der- 
selben Richtung und in derselben Einschnittstiefe dem Inntale zueilte. 
Den wichtigsten Aufschluß in dieser Richtung finden wir in der Nähe 
der Stephansbrücke, wo die geschichteten Schotter und Sande bis zum 
heutigen Bett der Ruez (ungefähr 660 m) herabreichen, wobei sich 
zwischen ihnen und dem Grundgebirge Spuren von Grundmoränen 
einstellen. Dadurch ist der Lauf der Sill, tektonische Veränderungen 
des Grundgebirges ausgenommen, festgelegt, weil sich entlang der 
Östflanke der Sillschlucht von Patsch bis zu den Lanser Köpfen das 
Grundgebirge nirgends beträchtlich unter 800 m herabsenkt. Ein Aus- 
weichen auf die Terrasse gegen Westen ist ebenfalls durch die viel 
höheren Grundgebirgsrücken des Klosterberges verhindert. Die Sill- 
schlucht war bereits in die alte Felsterrasse in ähnlicher Lage wie 
heute als tiefe nordsüdliche Furche eingesenkt und die Schaffung 
der Terrasse kann in keiner Weise durch ihre Wasserwirkungen er- 
klärt werden. Man darf die Felsmulde, welche sich im Osten der 
Sill von den Höhen der Dörfer Vill und Igls gegen Amras absenkt, 
nicht als eine alte Fortsetzung des Stubai- und Silltales ansehen, 
soweit es sich nämlich dabei um den Lauf ihrer Bäche handelt. Diese 
breite Felsmulde beginnt im Osten durchschnittlich mehr als 100 m 
oberhalb des alten Sillbettes, strebt dann teilweise ansteigend bis 
über den Lansersee hinaus und fällt von dort ziemlich steil zum 
Inntal hinab. Dabei lagern nach den Beobachtungen von Blaas von 
Amras bis Egerdach am Fuß der schrägen Felsfläche ältere Grund- 
moränen, welche bei letzterem Orte am Frohnleitenbichl durch kon- 
glomerierte, geschichtete Schotter überdeckt werden. 

Eine Grundmoränendecke der letzten Vergletscherung über- 
zieht diese schräge Felsfläche und ist an vielen Stellen besonders 
bei Amras, Aldrans und Lans erschlossen. In wirklich großen Massen 
und typischer Entwicklung sind Grundmoränen mit vielen gekritzten 
‘Geschieben durch den Bahneinschnittt zwischen Lansersee und Station 
Aldrans bloßgelegt worden. Geschiebe aus den Triasgesteinen des 
Sillgebirges und Serpentine von Matrei sind häufig darin zu finden. 

Nach diesen Ausführungen kann die Sill auch nicht nach der 
großen Inntalaufschüttung und der darangeschlossenen letzten Groß- 
vergletscherung über die Terrasse gegen Osten geflossen sein. Einmal 
spricht die weitverbreitete Grundmoräne dagegen, dann das Fehlen 
der scharfen Einschnitte einer großen Wasserschlucht. Außerdem liegt 
in der Gefällsverteilung ein entscheidender Gegengrund. Es müßte 
die Sill bis in die Gegend des Lansersees mit sehr geringem, von 
hier gegen Amras mit sehr bedeutendem Gefälle geströmt sein. Nun 
treffen wir gerade auf letzterer Strecke eine breite Felsabschrägung, 
welche bei so großer Neigung niemals von fließendem Wasser ge- 
schaffen worden sein könnte. Es muß also die Sill nach dem Rück- 

18* 


140 Dr. O0. Ampferer. [50] 


zuge der letzten Vergletscherung eine nordsüdliche Einfurchung ge- 
funden haben, welche bereits tiefer lag als der Ostrand der großen 
Abschrägung Vill— Igls—Lans—Amras, denn sonst wäre sie sicherlich 
auf dieser breiten Bahn ungehindert ins Inntai geströmt und hätte 
in sie eine Schlucht eingeschnitten. Zu bedenken ist dabei, daß ja längs 
dieser Abschrägung die geschichteten Ablagerungen bereits entfernt 
waren, da die Grundmoränendecke direkt dem Grundgebirge aufliegt. 

Die Mulde von Natters, als deren Fortsetzung östlich der Sill 
jene von Vill und Igls erscheint, liegt beträchtlich tiefer, doch weist 
letztere anfangs ein Gefälle gegen die Sillschlucht auf. Nördlich von 
diesen beiden Muldenstücken bilden die Höhen des Klosterberges 
und der Lanser Köpfe einen stark aufragenden Wall, der quer über 
die Sillschlucht und parallel zum Inntal hinstreicht. An ihm tritt die 
Unabhängigkeit der Entstehung der alten Felsterrasse von den Wasser- 
wirkungen besonders deutlich hervor. 

Er legt sich nicht nur quer vor die Mündung des Silltales, 
sondern wird von diesem zwischen seinen zwei höchsten Erhebungen 
durchschnitten. Die Durchschneidung ist eine doppelte, indem sich 
östlich vom Berg Isel die junge Schlucht und westlich die ältere, 
zugeschüttete befindet. 

Gehen wir von diesem Wall der Sill entlang gegen Süden, so 
treffen wir zu beiden Seiten auf südwärts geneigtes Grundgebirge. 
Das gilt ganz besonders für die westliche Talseite, wo die einge- 
lagerten Schotter und Sandsteine eine bedeutende Höhlung des Grund- 
gebirges verhüllen. Der Felsgrund des vordersten Silltales hebt sich 
in breiter Mulde gegen diesen Querwall und der Fluß hat sich darin 
eine tiefe Furche eingeschnitten. 

Der Querwall selbst wird im Westen von jener breiten Fels- 
mulde, welche sich aus dem Sellraintal gegen Völs absenkt, im Osten 
von der großen Felsmulde, die nach Amras abfällt, begrenzt. Wie 
erstere sich ins Sellraintal hineinzieht und westlich von diesem Tale 
keine Fortsetzung mehr findet, sondern durch den breiten Rücken des 
Rangger Köpfels ersetzt wird, so zieht sich auch die Mulde von Vill 
und Igls weit ins Silltal hinein, während auf der Westseite dieses 
Tales über einem schmalen, aufgeschütteten Terrassensaum die mäch- 
tigen Bergrücken der Saile ihre Stelle einnehmen. Diese einseitige 
Verbreiterung der Inntalterrasse an der Ostseite von südlich zu-' 
strömenden Seitentälern ist um so auffallender, als wir wenigstens im 
Sillgebiete zeigen konnten, daß man dieselbe nicht so ohne weiteres als 
eine Wasserwirkung ansehen darf. Daß übrigens auch die Felsmulde 
an der Ostseite des Sellraintales vor der Ablagerung der geschichteten 
Schotter nicht von der Melach überströmt wurde, scheint nach den 
Beobachtungen von Blaas aus den Resten von Grundmoränen zwischen 
Grundgebirge und aufgelagerten Schottern im unteren Teile des Tales 
von Omes zu folgen (Glazialformation. Zeitschr. des Ferdinandeums. 
Innsbruck 1885, 29. H., S. 95). Nach dem Rückzuge der letzten Ver- 
gletscherung hat die Melach diese Mulde ebensowenig als Abflußrinne 
benützt, wie die Sill jene von Amras. 

Charakteristisch für den Wall der Lanser Köpfe ist neben den 
Furchen und Wannen der weithin entblößten Grundlage auch noch 


[51] Studien über die Inntalterrassen, 141 


die reiche Bedeckung mit einzelnen Grundmoränenresten, welche im 
Norden und Osten fast bis zur Inntalebene hinabreichen. 

Das ganze Gelände der Felsterrasse östlich der Sill hat in der 
früher angeführten Arbeit von Blaas bereits mit Rücksicht auf die 
glaziale Bildung der ÖOberflächenformen eine eingehende und zu- 
treffende Schilderung erfahren (S. 70-89), auf welche ich mich hier 
vielfach berufen muß. 

Wie auf der Westseite der Sill sich von der Mulde von Natters 
eine in einzelnen Fetzen aufgelöste Grundmoränendecke über Mutters, 
Raitis, Kreit ins Stubaital hineinzieht und dabei im Bereiche der 
Seitentäler vielfach mit jüngerem Schutt überladen erscheint, so strebt 
auch an der Ostseite dieses Flusses eine Grundmoränendecke gegen 
Süden, die dabei öfters bis zur Brennerbahn am Felsgehänge herab- 
geht. In der Gegend südlich und östlich von Igls treffen wir darüber 
ausgebreitete jüngere Schuttmassen, die von zahlreichen Trocken- 
rinnsalen durchfurcht werden. Diese Schuttmassen setzen sich ost- 
wärts bis in die Gegend zwischen Rinn und Tulfes fort und es ist 
ziemlich wahrscheinlich, daß wir in ihnen Ablagerungen von Lokal- 
gletschern vor uns haben, welche ihren Ausgang von den Furchen 
und Karen des Bergkammes nahmen, der sich vom Patscher Kofl 
(2214 m) zum Glungezer (2676 m) emporhebt. Bemerkenswert ist 
der Umstand, daß diese unruhige, von viel verästelten Trockentälchen 
zergliederte Ablagerung sich nordwärts nicht über die großen Talzüge 
hinaus erstreckt, welche unsere Terrasse in nordöstlicher Richtung 
durchziehen. Am deutlichsten ist diese Schuttablagerung südlich und 
‘östlich von Igls erhalten, wo sie oberhalb der breitflächigen, mit 
Grundmoränen bekleideten großen Muldenzone eine höhere, lebhaft 
auf und abwogende Hügelterrasse bildet, welche im Gegensatz zu 
ihrem wiesenbedeckten Vorland ganz von Hochwald bestanden wird. 
In dieser Landschaft begegnen wir nicht selten einzelnen von Ring- 
wällen umschlossenen Becken neben zahlreichen Trockentälchen. An 
der Außenseite dieser halbkreisförmig begrenzten Hügel- und Mulden- 
landschaft liegen die Dörfer Igls, Lans und Sistrans. Die alte Brenner- 
straße benützt von Lans bis gegen Patsch eine Folge von tiefer 
darin eingesenkten Talzügen zur Durchfahrt. 

Wir haben bisher die Gestaltung der Felsunterlage bis zu jener 
breiten Mulde verfolgt, die sich von der Höhe von Lans nach Amras 
hinabsenkt. Östlich davon tritt das Grundgebirge wieder in höherer Lage 
zutage und bildet einen Felsrücken, der sich zwischen Agenbach- und 
Zimmertal hinzieht. Auch die Höhen zwischen Zimmer- und Polten- 
tal bestehen im südlichen Abschnitt aus mehreren aufragenden Grund- 
gebirgsrücken. Ebenso wird der Kamm zwischen dem Poltentale und 
der Mulde von Tulfes größtenteils vom Grundgebirge zusammengesetzt. 
Diese großen Felsrücken sind wieder durch Furchen und Einsatte- 
lungen in eine Menge von kleineren Erhebungen zerlegt, welche den 
Haupterhebungen als längsgestreckte, auf der Westseite schön abge- 
rundete Rundhöcker aufgesetzt erscheinen. Der Lauf der jetzigen 
Talfurchen stimmt nicht genau mit der Streichrichtung der benach- 
barten Felsfurchen überein, indem diese Täler streckenweise quer 
solche Furchen durchschneiden. Am reinsten erhalten ist die Fels- 


142 Dr. 0. Ampferer. [52] 


wanne von Tulfes, welche zwischen einem hohen und langgestreckten . 
Felswall (952 m) und dem südlichen Gebirgshange hinstreicht. Sie neigt 
sich gegen Nordosten anfangs flach, dann mit starker Neigung, wobei 
sie sich in mehrere Furchen zerspaltet. 

Soweit sich äus den vorhandenen Aufschlüssen das Relief der 
alten Felsterrasse beurteilen läßt, haben wir östlich von der Lans— 
Amraser Mulde ein Gebiet von Höhenzügen vor uns, welche einer- 
seits durch eine Einsenkung vom südlichen Gebirgshang getrennt 
werden und anderseits nach ihrer Aufwölbung viel südlicher als die 
heutige Terrasse ins Inntal niedersteigen. Die neben- und hinter- 
einander in ungefähr gleicher Richtung angelegten Schwärme von 
Rundhöckern und Furchen sprechen deutlich genug für ihre glaziale 
Entstehung. 

Wie schon Blaas sehr richtig erkannt hat, ist nun das heutige 
Relief, welches sowohl das Grundgebirge als auch die später an- und auf- 
gelagerten, geschichteten Ablagerungen und Grundmoränen beherrscht, 
ebenfalls wieder ein typisch glaziales. Hätten nach der Inntalauf- 
schüttung grosse Wassermassen die Terrasse modellieren können, so 
würde ihre Arbeit vor allem in einem Wegschaffen der losen Auf- 
schüttungen und einem Freilegen der Felsrücken bestanden haben. 
In Wirklichkeit sehen wir die Talzüge und Höhenrücken bald aus 
Fels in Schutt oder umgekehrt übergehen. 

Aus den Grundmoränen, welche westlich vom Berge Isel, am 
Nordhang der Lanser Köpfe und in der Mulde Lans—Amras bis nahe 
an die heutige Innebene hinab noch erhalten sind, geht hervor, daß 
die Eintiefung des Inntales durch die Erosion des Eises damals 
die heutige nahezu erreichte. Wenn nun nach dem Rückzuge der 
letzten Vergletscherung einerseits das Inntal so tief ausgehöhlt war 
und anderseits die Furchen des Agenbach-, Zimmer- und Poltentales 
noch nicht bestanden hätten, so würden doch ihre vom südlichen 
Gebirge herabströmenden Bäche ungefähr auf dem kürzesten Wege 
quer über die Terrasse ins Inntal geeilt sein. Ihre gleichmäßige, 
nahezu rechtwinklige Ablenkung ist ohne das Vorhandensein von nord- 
östlich streichenden Furchen auf der Terrasse nicht verständlich. 
Außerdem setzen alle diese Talfurchen in ihrer Anlage noch be- 
trächtlich über jene Stelle aufwärts sich fort, an welcher sich der 
Bach von der Seite in sie hineinstürzt, wodurch am allerdeutlichsten 
bewiesen wird, daß diese Furchen nicht von ihm geschaffen sein 
können. Dieselben müssen schon nach dem Rückzuge des Eises vor- 
handen gewesen sein. 

Man könnte nun noch denken, daß diese Furchen von seitlichen 
Schmelzwassern des rückweichenden Inntalgletschers aus einer Zeit 
herrühren, wo durch das Eis das tiefere Inntal noch rückwärts erfüllt 
war. Penck hat diesen Gedanken zur Bestimmung des Oberflächen- 
sefälles der rückweichenden Gletscherzunge benützt und einen Betrag 
von 30°/,, dafür errechnet. Wenn nämlich das Eis die Terrassen- 
höhe früher verließ als den Talboden, so ergibt sich aus der Höhe 
der Terrasse und der Länge eines solchen Schmelzwassertälchens 
ein Maß für die Neigung des Gletscherrandes, da ja das Schmelz- 
wasser erst in die eisfreie Inntalsohle einmünden konnte. 


[53] Studien über die Inntalterrassen. 143 


Die an vielen Stellen auf den Inntalterrassen vorhandenen Trocken- 
täler, welche meist unter sehr spitzem Winkel sich dem Tale an- 
schließen, scheinen für diese Art der Entstehung zu zeugen. 

Betrachten wir, um zu einer Entscheidung zu gelangen, noch 
einmal genauer die Anordnung der Talzüge auf der Terrasse zwischen 
Sill- und Voldertal. 

Wenn wir die Mulde von Tulfes auch mitzählen, haben wir 
vier nordöstlich und ungefähr parallel zueinander streichende Talzüge, 
von denen je zwei benachbarte nirgends mehr als 2 km voneinander 
abstehen. 

Will man diese Talrinnen als Schmelzwasserläufe des Gletscher- 
randes erklären, so muß man einerseits annehmen, daß der Eisrand 
zur Schaffung jedes einzelnen Tales lange ruhig stand, anderseits 
sich aber von einem Tale zum nächsten so rasch zurückzog, daß der 
zwischenliegende Landstreifen von den Abwassern nur sehr wenig 
angegriffen werden konnte. Nimmt man einen mehr allmählichen 
Rückzug des Eisrandes an, so ist nicht einzusehen, warum die Schmelz- 
wasser ihre tiefen Rinnsale nicht nach rückwärts verlängert, sondern 
immer wieder parallele und neue angelegt haben. Die Bildung von paral- 
lelen, schräg in die Terrasse eingesenkten Talzügen könnte von Schmelz- 
wassern nur bei einem eigenartigen, ruckweisen Rückzug des Eises 
besorgt werden, wobei die Bewegung von einer Talrinne zur nächsten 
so rasch erfolgen müßte, daß die Schmelzwasser mit dem Rück- 
schneiden der alten Rinne nicht zu folgen vermöchten. Auf einer 
annähernd ebenen Terrassenfläche ist die Anlage solcher verhält- 
nismäßig zu ihrer Länge schmaler Talrinnen durch Schmelzwasser 
eines rückweichenden Gletschers sehr unwahrscheinlich, weil ihre 
Form nicht dem raschen Wechsel und der steten Veränderlichkeit 
der dem bewegten Eisrande entweichenden Wasseradern entspricht. 
Bemerkenswert ist auch der Umstand, daß nur die Mulde von 
Tulfes und das Poltental sich unmittelbar ans südliche Berggehänge 
anschmiegen, während das Zimmertal ungefähr auf der Mitte der 
Terrasse, das Agenbachtal noch nördlicher seinen Anfang nimmt. Man 
müßte zur Erklärung dieser Erscheinung auch noch ein Zurückweichen 
des Eisrandes gegen Norden annehmen. Die steile Abschrägung von 
Lans gegen Amras mit ihren vielen Grundmoränenresten ist nicht 
durch Abspülung von seiten der Schmelzwasser geschaffen, sondern 
höchstens verändert werden. 

Das Oberflächenrelief, welches von Schmelzwassern eines zurück- 
gehenden Gletschers auf einer ebenen Terrasse gebildet wird, weist 
viel unruhigere und vor allem miteinander innig verbundene Rinnen- 
systeme auf, indem dieselben ja mit den zurückweichenden Quellen 
ebenfalls nach rückwärts verlängert worden. 

Die Anlage unserer Terrassentäler ist für ursprüngliche Schmelz- 
wasserläufe eine viel zu streng parallele, eine viel zu einheitliche und 
gegenseitig unabhängige. 

Es wäre unsinnig, das Vorhandensein des Einflusses von Schmelz- 
wasserwirkungen auf der Terrasse zu leugnen, doch sind die von ihnen 
erzeugten Formen nicht die herrschenden, sondern sie schmiegen sich 
einem schon früher vorhandenen Relief an. 


144 Dr. O. Ampferer. [54] 


Dieses Relief, welches die zahlreichen Rundhöcker und Furchen 
der Felsrücken und die parallelen Talrinnen in den geschichteten Ab- 
lagerungen umfaßt, kann nur durch die Bewegung der Eismassen selbst 
entstanden sein. Die vielen durch die Eigenart der Eiserosion ge- 
schaffenen Rinnen und Wannen, welche alle in der Strömungsrichtung 
orientiert erscheinen, boten nun den Schmelzwassern des Gletscher- 
rückzuges ihre Bahnen an, welche dabei vielfach umgestaltet, vertieft 
und mannigfach miteinander verbunden wurden. Die auf den Scheide- 
rücken der größeren Talzüge oft vorhandenen, nunmehr beiderseitig 
in die Luft frei ausgehenden Querrinnen dürften höchstwahrscheinlich 
eine Wirkung jener Schmelzwasser sein. Nimmt man das von der 
Eisbewegung eingeprägte Relief zur Grundlage für die Anlage des 
darüber gebreiteten Schmelzwasserreliefs, so werden die eigentüm- 
lichen Terrainformen verständlich, welche durch das letztere allein 
nicht erklärbar sind. Diese ausführlicheren Darlegungen wurden vor- 
züglich durch den Mangel an geeigneten Aufschlüssen in der Grund- 
moränendecke dieser Gebiete hervorgerufen. Die einzelnen Aufschlüsse 
von Grundmoräne sind so weit entfernt, daß man aus ihrer Lage wenig 
sichere Schlüsse ziehen kann. Auf der Höhe von Rinn und Judenstein 
treffen wir gelegentlich grundmoränenartige Massen. Eine deutliche 
und mächtige Grundmoräne ist oberhalb von Aldrans am Eingange zur 
Mulde des Herzsees erschlossen. Im Agenbachtal hat Blaas bei dem 
Weiler Häusern am Inn unter horizontal geschichteten Flußschottern 
der Talsohle 1 m mächtige, typische Grundmoräne gefunden, welche 
über Mehlsand und Lehm lagert. Im Zimmertale finden sich an den 
Hügeln des „Kolbenturmes“ Reste von undeutlicher Grundmoräne, 
Dieses Tal sowie das Poltental und der dazwischen liegende Rücken 
sind nach den Angaben von Blaas mit zahlreichen, oft geschliffenen 
Gneis- und Amphibolitblöcken aus dem Stubaigebiete übersät, die 
stellenweise riesige Größen erreichen. 

Die An- und Auflagerung der geschichteten Schotter und Sande, 
welche am Abfalle gegen das Inntal von Egerdach bis in die Gegend 
der Volderer Innbrücke reicht, stellt gegenüber der alten Felsterrasse 
eine namhafte Verbreiterung der Terrasse dar. Eine solche Ver- 
breiterung haben wir auch am Nordrande der Terrasse zwischen Melach- 
und Geroldsbach angetroffen. Auf der Höhe der weiter zurückliegenden 
Felsterrasse sehen wir auch die geschichteten Ablagerungen verbreitet, 
jedoch nicht in großen zusammenhängenden Beständen, sondern als 
einzelne meist an Felsrücken gelehnte Reste. Uberschaut man in 
großen Zügen das Relief der alten Felsterrasse und dasjenige, welches 
nunmehr die aus Fels und losen Aufschüttungen zusammengefügte 
Neuterrasse zeigt, so bemerkt man trotz vieler Abweichungen eine 
unverkennbare Ähnlichkeit in der Verteilung der erhabenen und ver- 
tieften Zonen. Die größte Abweichung liegt in der Vorschaltung einer 
mächtigen Schotter- und Sandbank zwischen Egerdach und Volderer 
Innbrücke, welche jedoch im Gefällssinne der alten mehr zurück- 
liegenden Felsterrasse von mächtigen Talfurchen zerschnitten wird. 

Der Inn hat den Nordrand der von Schotter und Sanden auf- 
geschütteten Terrasse in bedeutendem Umfange angegriffen und 
schneidet so das Agenbach-, das Zimmer- und Poltental nacheinander 


[55] Studien über die Inntalterrassen. 145 


schräg ab. Bei der Volderer Innbrücke drängt sich der Fluß un- 
mittelbar an das südliche Felsgehänge und läuft dabei eine kurze 
Strecke auf Felsgrund. Es ist jener mächtige Felsrücken, welcher von 
der Sonnenspitze (2646 m) abzweigt, mit steilen Wänden das Voldertal 
an der Westseite begleitet und hier sich bis zum Inn vorschiebt. 
Dieser flach ansteigende lange Bergrücken, der gegen Westen sanfte, 
leicht gewellte Flächen, gegen Osten durchaus schroffe, jähe Abstürze 
aufweist, besitzt nun an seiner Kante mehrere auffallende Einkerbungen. 
Die hervorragendsten treten ungefähr bei 660 m, 840 m, 1200 m, 
1500 und 2300 m auf. Kleinere Staffeln sind noch dazwischenge- 
schaltet. 


Terrassen zwischen Volders— Schwaz. 


Östlich von diesem scharf hervortretenden Felskamm begegnen 
wir bis zur Mündung des Weerbaches keinen größeren Schutterrassen. 
Allenthalben tritt im Gehänge der nackte Fels zutage, in den jedoch 
vielfach auf- und absteigende Furchen, Stufen und Wannen eingeprägt 
sind. Alle Vorsprünge sind an der Westseite abgeglättet, an der Ost- 
seite dagegen rauh. 

Der Berghang, welcher zwischen dem Volder- und Wattentale 
ins Inntal niedersteigt, ist von Felsfurchen und Stufen im unteren Teile 
reich gegliedert, während der Berghang zwischen Watten- und Weertal 
in nahezu glatter Neigung sich aufbaut. 

Die gegen Osten sich absenkende Neigung der Felsterrassen von 
Tulfes und Rinn beginnt bereits westlich vom Volderer Bach sich in 
eine gegen Osten ansteigende umzukehren. Östlich von diesem Bache 
zeigen sich eine ganze Anzahl von derartig aufsteigenden Felsfurchen. 
Die nördlichste tiefgelegene Furche trennt hier einen mächtigen Rund- 
höcker, den „Kreuzbichl“, vom Berggehänge ab. Derselbe liegt bereits 
vollständig in der Innebene. Die südlicheren Furchen steigen gegen 
die breiteren Felsstufen an, auf denen die Höfe Buggl (711 m) und 
Halbeis (709 m) liegen. Taleinwärts treffen wir dann an der West- 
flanke des Wattentales oberhalb von diesen Felsterrassen im Gebiete 
der Gemeinde Vögelberg auf Schuttmassen, welche wahrscheinlich einen 
Rest der Inntalaufschüttung darstellen. Dieselben stellen sich auch in 
geringerer Menge am gegenüberliegenden Talhange ein. Zu erwähnen 
ist hier, daß im Voldertale, und zwar gegenüber vom Volderer Wild- 
bade, von etwas unter 1100 m an der Rest einer mächtigen Ablagerung 
befindet, welche in den tieferen Lagen entschieden das Aussehen von 
Grundmoränen an sich trägt. Wir haben darin höchstwahrscheinlich 
die Spuren einer Lokalvergletscherung vorliegen. 

An dem Berggehänge zwischen Watten- und Weertal treten am 
Abfalle gegen das Inntal keine Felsterrassen auf. Eine schmale Fels- 
terrasse zieht sich hoch an der Ostseite des Wattentales taleinwärts, 
auf der die spärlichen, schon erwähnten Schuttreste gegenüber von 
Vögelberg lagern. Eine bedeutend breitere Fels- und Schutterrasse 
begleitet das Weertal an dessen Westseite, welche in breitem Aus- 
gusse sich bis ins Inntal hinabneigt. Der unterste Teil dieser Terrasse 
dürfte allerdings schon wieder als der Beginn einer neuen Inntal- 

Jalırbuch d. k. k. geol. Reiclhsanstalt, 1904, 54. Band, 1. lleft. (O. Ampferer.) 19 


146 Dr. O0. Ampferer. [56] 


terrasse anzusehen sein, welche sich östlich des Weertales in statt- 
licher Breite wieder einstellt. Jedenfalls ist dieser flach gegen Osten 
ansteigende Ansatz der Inntalterrasse mit der Weertalterrasse aufs 
innigste verbunden. 

Steigen wir von der breiten untersten Terrasse, welche einen 
Felssockel besitzt, zu der westlichen Weertalterrasse aufwärts, so 
treffen wir auf eine mächtige, vornehmlich aus den Talgesteinen zu- 
sammengesetzte Schuttablagerung, die an manchen Stellen an Grund- 
moränen erinnert, an anderen dagegen deutlich sich als geschichtete 
Ablagerung erweist. In diese taleinwärts ansteigende, ziemlich breite 
Schuttmasse ist ein langes, breitsohliges Tal eingegraben, welches 
parallel mit der tieferen, vom Weerbach durchbrausten Schlucht hin- 
streicht. Dieses Nebental reicht bis zu einem weit ins Tal vortretenden 
Bergrücken, während der Schuttwall zwischen ihm und dem Weerbache 
sich als Stufe bis zur Mündung des Sagabaches in 1020 m Höhe hinan- 
zieht. Auf der gegenüberliegenden Talseite treffen wir im Verhältnis 
dazu nur sehr spärliche Schuttmassen auf den felsigen Gehängen, 
welche taleinwärts nicht so weit zu verfolgen sind und gegen das 
Inntal zu mit der Terrasse des Weerberges zusammenhängen. Auch 
hier können wir wie im Volder-, Watten- und Pilltal beobachten, daß 
die Westseite weit reicher an Schuttablagerungen als die Ostseite ist, 
an der größtenteils das Grundgebirge nur von einer dünnen Ver- 
witterungsschichte bedeckt wird. 

Die niedrige, breite Vorstufe, welcher wir an der Westseite der 
Weerbachmündung begegnen, setzt sich über dieselbe hinweg fort und 
bildet jenseits ein breites, flach gegen Osten absinkendes Trockental 
mit den Höfen Seltsam und Ebner, welches durch einen aus ge- 
schichteten Schottern und Sanden erbauten Höhenzug vom Inntal ge- 
schieden wird. Wie an der Westseite des Weertales sich darüber mit 
steilerem Anstiege die ins Tal hineinstreichende Terrasse erhebt, so 
baut sich an der Ostseite eine mächtige Schotter- und Sandterrasse 
darüber auf, welche die Hochfläche von Mitterweerberg bildet. Aus 
den Aufschlüssen am vordersten Weerbach erkennen wir, daß sowohl 
die Vorstufe als ihre östliche Fortsetzung, das Trockental von Seltsam, 
einen flachen Sockel aus Grundgebirge besitzen. 

Dieser Grundgebirgssockel erhebt sich südlich ungefähr zugleich 
mit dem Steilanstiege der Schutterrassen an beiden Talseiten. An der 
Westseite des Weerbaches nimmt jedoch die Höhe der Felsunterlage 
taleinwärts so langsam zu, daß der größere, innere Teil der darüber 
lagernden Schutterrasse hier bis zum jetzigen Bachlaufe hinabreicht 
und dadurch eine bedeutende und auffallende Verbreiterung des alten 
Tallaufes verraten wird. 

Die niedrige Vorstufe und das östlich anschließende Trockental 
von Seltsam können nur als Wirkungen der glazialen Erosion ver- 
standen werden. Ihr Streichen bildet eine leichte Ausbuchtung der 
Inntalrichtung, die fast genau senkrecht auf den Lauf des Weertales 
steht. Da die Terrasse an der Westseite des Weertales in gleicher 
Weise von der Vorstufe abgeschnitten wird wie die Inntalterrasse von 
Mitterweerberg von dem Seltsamer Trockental, so ist es sehr wahr- 
scheinlich, daß wir in der ersteren Terrasse eine Verlängerung der 


[57] Studien über die Inntalterrassen. 147 


Inntalterrasse ins Weertal hinein zu erblicken haben. Damit stimmt 
auch die eigentümliche Erscheinung, daß diese Terrasse nur bis wenig 
über 1000 m Höhe ansteigt. Ob auch Schuttreste eines jüngeren 
Seitengletschers mit dieser Terrasse verknüpft sind, vermag ich vor- 
derhand nicht zu entscheiden. 

Die breite Terrasse von Mitterweerberg ist einem ziemlich 
niedrigen Grundgebirgssockel aufgesetzt. Von ihrer Hochfläche, auf 
der sich Reste von deutlicher Grundmoräne des Inntalgletschers finden, 
senken sich gegen Norden zahlreiche Einschnitte ab, welche ein aus- 
gezeichnetes Bild für die Zerstücklung und Umformung einer Terrasse 
durch quer darüber fließende Wasseradern geben. Wir sehen, wie die 
kleinen Wasserrunsen des breiten südlichen Berghanges sich auf die 
Terrasse ergießen, diese in gerader Richtung überqueren und dann 
in deren Abfall oft eng nebeneinander tiefe Gräben einreißen. Hier 
fehlt der Terrassenoberfläche eine größere, vom Eise eingeprägte Längs- 
furche und deswegen haben die verschiedenen Bächlein keine Ursache 
gehabt, von ihrer geraden, kürzesten Bahn weiter abzuweichen. 

Daß die Terrasse von Mitterweerberg sich an .der Ostseite des 
Weertales hinein fortsetzt, ist schon erwähnt worden. In viel breiterer 
Stufe spannt sie sich an der Westseite des Pilltales einwärts. Wir 
können hier geschichtete Schotter, welche jedoch sehr unregelmäßig 
gelagert sind und zahlreiche Gerölle des Talhintergrundes enthalten, 
bis nahe an 1000 m Höhe verfolgen. Auch undeutliche Grundmoränen 
sind an der Oberfläche der Terrasse vorhanden. An der gegenüber- 
liegenden Talseite finden wir am Pillerberg Schotterterrassen bis über 
1000 m Höhe, welche sich jedoch gegen das Inntal hinaus verlieren. 
Die Schotterterrassen füllen hier eine Talweitung aus, welche durch 
einen mächtigen, kahlen Felsrücken von dem Inntale abgesperrt wird. 

Dringen wir in der Schlucht des Pillbaches von. seiner Mündung 
aufwärts, so begegnen wir bald an der Ostseite sehr hohen Fels- 
wänden, welche die Fortsetzung der Schotter und Sandmassen der 
Mitterweerbergterrasse bilden. Am Westufer des Baches treffen wir 
nur niedrige Felswände, welche weiter im Tale drinnen ganz zurück- 
weichen, so daß die losen Aufschüttungen bis zum Bach hinabreichen. 
Innerhalb der hohen Felswände des Ostufers der „Steinwand“ liegen 
zwei isolierte Hügel hintereinander im Tale, welche Umschaltungen 
des Bachlaufes ihre Entstehung verdanken. Auch darin drückt sich 
die beträchtliche Ausweitung dieses Tales aus, welche sich gegen das 
Inntal zu einschnürt. Die Schutterrassen zu beiden Seiten des Pill- 
baches sind ebenfalls wahrscheinlich als Teile der großen Inntal- 
aufschüttung zu betrachten, da sie sich auch nur bis ungefähr 1000 m 
Höhe erstrecken. 

Zwischen Pilltal und Schwaz ist am südlichen Inntalgehänge nur 
eine schmälere Terrasse ausgebildet, die zudem besonders im Osten 
von Wassergräben stark zerschnitzelt ist. Der westliche Abschnitt, 
der Pill-Niederberg, besteht fast ganz aus Grundgebirge. Östlich 
davon gewinnen die angelagerten Schotter und Sande mehr Bedeutung 
und südlich von Schwaz bauen sie den größten Teil der Terrasse 
auf. Grundmoränen sind nur sehr spärlich erhalten am Pill-Niederberg 
und auf der Terrasse von Schmadl und Holzl (852 m) südlich von 

19* 


148 Dr. 0. Ampferer. [58] 


Schwaz, wo sie Schotter und Sand überlagern. Der Lahnbach hat die 
Terrasse stark angegriffen und zum Teil aus ihrem Material den 
großen Schuttkegel aufgeworfen, auf welchem die Stadt Schwaz 
erbaut ist. Ein anderer Teil seines Schuttstoffes stammt von den 
hochgelegenen Moränenwällen jüngerer Lokalgletscher bei der Proxen- 
alpe (1660 m) und am Nordabhang des Arbeser Kogel. Nebenbei mag 
hier bemerkt werden, daß der Stock des Kellerjoches (2344 m) in 
allen seinen Karen und hohen Talfurchen deutliche Moränenwälle 
birgt und so ein ausgezeichnetes Bild einer selbständigen Lokalver- 
gletscherung gewährt. 


Terrasse zwischen Schwaz—Zillertal. 
(Fig. 14 und 15.) 


Die Terrasse zwischen Schwaz und der Mündung des Zillertales 
besteht fast nur aus Grundgebirge und zeigt dabei einen sehr unregel- 
mäßigen Verlauf. 

Schwaz selbst liegt auf dem Schuttkegel des Lahnbaches und 
erst weiter östlich erhebt sich die Felsterrasse mit ziemlich breitem 
aber niedrigem Ansatz. Der Raum zwischen dem Schuttkegel des 
Lahnbaches und dem Felsaufschwunge der Terrasse stellt sich als eine 
ziemlich tiefe Einbuchtung des Gehänges dar, deren Bau durch die 
mächtigen Halden der Bergbaue größtenteils verhüllt wird. In der 
Gegend von Ried treffen wir beträchtliche Lehmmassen, welche 
stellenweise an der Oberfläche gerundete Geschiebe enthalten. Wahr- 
scheinlich haben wir es mit Bändertonen zu tun. Glücklicherweise 
schaffen in diese Unklarheit die vorzüglichen Aufschlüsse des tief - 
angelegten Erbstollens Licht. 

Dieser Stollen !) (Fig. 14) setzt bei 540 m, also etwa 10 m über 
dem Niveau des Inns, an und führt in geringer Neigung gegen Falken- 
stein in das Gebirge. Durch Zufall konnte ich bei meinem Besuche im 
Herbst 1902 in Begleitung des Herrn Bergverwalters Petri in den 
vorderen Teil der Stollenwände Einblick erlangen, da gerade deren 
Holzverschalung in Auswechslung begriffen stand. Wir treffen hier 
nach mächtigen Massen von Schottern und Sanden (1) ein großes Lager 
von plastischem, feinem Lehm (2), der in der Tiefe des Stollens keine 
Gerölle enthält. Struktur war keine bemerkbar, doch dürfte sicherlich 
ein großes Bändertonlager vorliegen, dessen Schichtung entlang den 
Stollenwänden unklar wurde. Dahinter stoßen wir auf Sand (3) und 
ein festes Konglomerat (4) aus groben zentralalpinen und ortsnahen 
Geröllen. Vor allem fällt der Reichtum von Buntsandsteingeröllen auf. 
Nach Durchfahrung dieses Konglomerats gelangen wir in eine mächtige, 
ausgezeichnet feinschlammige Grundmoräne (5), welche reichlich 
prächtig geglättete und gekritzte Geschiebe umschließt. Unter den 
Geschieben bemerken wir sowohl zentralalpine Gesteine als auch ver- 


!) Nach einer freundlichen Mitteilung des Herrn Bergverwalters Petri sind 
vom Erbstollen (1) 220 m Gerölle (Schotter, Sande), (2) 28 m Lehm, (3) 20 m 
Sand, (4) 97 m Nagelfluh, (5) 45 m Grundmoräne und (6) 720 m Buntsandstein 
durchstoßen worden. 


[59] Studien über die Inntalterrassen. 149 


schiedenartige Kalke. Gegen Süden grenzt diese Grundmoräne an Bunt- 
sandstein (6), mit dem die heftig gestörte Serie des Grundgebirges 
beginnt. Die an der Oberfläche erschlossenen Lehmmassen dürften 
sicher mit der ersten Lehmablagerung in Zusammenhang stehen. Von 
dem Konglomerat und der unterliegenden Grundmoräne sind hier an 
der Oberfläche keine Spuren zu entdecken. 

Die vordere Lehmmasse dürfte zu den liegenden Bändertonlagern 
der Inntalterrasse, das Konglomerat und die darunter befindliche 


Fig. 14. 


Erzschutthalden 
Ss 


Erbstollen. 


Grundmoräne jedoch zu einer älteren Vergletscherung zu rechnen 
sein. Auch hier können wir wieder beobachten, in wie tiefer Lage 
bereits ältere Grundmoränen sich im Inntalgebiete befinden. 

Aus dieser Einbuchtung des Berggehänges östlich von Schwaz, die 
am besten durch diese Vorkommnisse im Erbstollen ausgedrückt wird, 
erhebt sich das Grundgebirge zu einer dreistufigen Felsterrasse (Fig. 15). 
Alle drei Stufen steigen von Westen gegen Osten an und werden von 
der tiefen Schlucht des Buchbaches durchschnitten. Auf der tiefsten 


Fig. 15. 
Mehrerkopf 
Kogelmoos 
1136” 
Ss 
600”* 


liegt die Häusergruppe Gasteig (682 m), auf der nächsthöheren jene 
von Hof (800 m), endlich auf der obersten die von Kogelmoos (1136 m). 
Geschichtete Ablagerungen und Grundmoränen sind stellenweise auf 
den zwei niedrigeren Stufen zu finden. Am besten erschlossen sind 
sie am Einschnitt des Buchbaches. Hier treffen wir oberhalb der 
Terrasse von Hof geschichtete Schotter und Sande bis über 900 m 
Höhe, wobei dieselben von Grundmoräne überzogen werden. Alle 
drei genannten Stufen sind eigentlich ansteigende Felsfurchen, welche 


150 Dr. O. Ampferer. [60] 


gegen das Inntal zu von vorragenden Felsrücken eingesäumt werden. 
Jenseits des Buchbaches ist keine Fortsetzung der Furche von Kogel- 
moos zu erkennen, dafür teilt sich die Furche von Hof in die von 
Gallzein und Niederleiten. Die unterste Stufe zerspaltet sich bei 
Schöllenberg und schickt einen Arm zur breiten Furche von Gallzein 
empor. Diese letztere Furche weitet sich östlich von Gallzein zu 
einer ansehnlichen Felswanne aus, welche im Norden von den Fels- 
kuppen des Schöllen- und Seilberges beträchtlich überragt wird. Be- 
sonders in der Umgebung von Niederleiten sind Grundmoränenreste 
vorhanden. Die tiefe und wilde Schlucht des Schlierbaches schneidet 
die Wanne von Gallzein von ihrer östlichen Fortsetzung, der Anhöhe 
von Troi, ab. Die Anhöhe von Troi zeigt wieder zwei Abstufungen, 
eine in etwas über 900 m, die andere bei 1000 m Höhe. Auf der 
unteren Stufe treffen wir noch in über 900 m Höhe geschichtete 
Schotter und Mehlsande, während die Grundmoränen darüber bis über 
1000 m emporziehen und besonders am Abhang gegen den oberen 
Schliergraben schön entwickelt und aufgeschlossen sind. Am Rücken 
von Troi steigt die Grundmoräne auch bis unter 800 m hinab. 

Östlich des Rückens von Troi zieht an den Halden des Ringen- 
wechsels ein Graben herab, der einen Schuttkegel ins Inntal hinaus- 
schiebt, auf welchem das Dorf Maurach liegt. Der Graben entsteht 
aus der Vereinigung von zwei Einrissen, zwischen denen sich etwa 
bei 860 m ein Hügel erhebt, welcher aus einem Konglomerat besteht, 
wie wir ein ganz ähnliches im Innern des Erbstollens antreffen. 
Gröbere, stark abgerollte Gerölle aus zentralalpinen und ortsnahen 
Gesteinen sind zu einem festen Konglomerat verbunden. Das Vor- 
kommnis liegt ganz ohne Verbindung mit gleichen Ablagerungen frei 
auf einem Hügel. Die Schotter und Sande sowie die Grundmoränen 
von Troi müssen. es seiner Höhenlage nach einst in bedeutenden 
Massen überdeckt haben. Zwischen dem Graben von Maurach und 
dem von Rotholz zieht der Berghang bis 700 m ohne deutliche Stufung 
herab. Erst in dieser Höhe finden sich Felsvorsprünge. Auf einem 
solchen steht die Ruine Rottenburg, in deren Nähe sich Grundmoränen 
finden. Zwischen Rotholzer Graben und Zillertal prägt sich wiederum 
eine hochgelegene, deutliche Felsfurche ein, in welcher die Höfe 
„Am Raffel“ (943 m) liegen. An ihrem Westrande über dem Rot- 
holzer Graben steht Grundmoräne an. Gegen das Inntal ist diese 
gegen Osten absinkende Furche von einem Felswalle aus Schwazer 
Dolomit geschieden, Ostwärts läßt sich diese Furche in undeutlicher 
Ausbildung bis zum Abfalle ins Zillertal verfolgen. Von der Höhe, 
wo sie endet, senkt sich hinter dem vorspringenden Felswalle, auf dem 
das Kirchlein St. Maria-Brettfall steht, eine steile Runse bis an die 
Sohle des Zillertales hinunter. 


[61] Studien über die Inntalterrassen. 151 


Allgemeine Zusammenfassung der Ergebnisse sowie 
Schlussfolgerungen und theoretische Annahmen. 


Wir haben im Vorherigen sämtliche Terrassenreste des Inntales 
in der Strecke von Imst bis zur Mündung des Zillertales mit Rücksicht 
auf jene Erscheinungen beschrieben, welche geeignet sind, über den 
Aufbau, die nachherige Abtragung und Umformung derselben Licht 
zu verbreiten. 

Wir gingen von der Annahme aus, daß durch den vorliegenden 
Eiswall des Zillertalgletschers in dem eben begrenzten Gebiete des 
Inntales und seiner Seitentäler eine Schuttaufstauung veranlaßt wurde, 
welche nach dem höchsten heute noch erhaltenen Reste über 900 m, 
ja vielleicht sogar über 1000 m Meereshöhe im Mittel erreichte. 
Diese gewaltige Schuttaufspeicherung ist in einer Weise mit dem 
Vordrange der Vergletscherung verbunden, daß sie vor der Bedeckung 
durch die Eisströme von Wassererosion nicht dauernd angegriffen 
werden konnte. Bis zur Eisbedeckung mußte die Aufschüttung stetig 
fortschreiten. Kleinere Schwankungen des sperrenden Zillertalgletschers 
und damit verbundene Erosionseingriffe wurden immer von neuem 
wieder geschlossen. So konnte diese Aufschüttungsebene erst durch 
die darüber gleitenden Eismassen eine ununterbrochene Erosion 
erleiden. 

In den früheren Abschnitten habe ich nun an der Hand zahl- 
reicher Beobachtungen zu zeigen versucht, daß die heute vorliegenden 
Terrassenreste zum großen Teile nicht durch Wasser, sondern durch 
Eiserosion abgegrenzt sind und folglich die Inntalfurche bereits vom 
Inntalgletscher (im Bühlstadium Pencks) in die Aufschüttung hinein- 
gehöhlt wurde. Diese vom Eise geschaffene Inntalfurche unterscheidet 
sich nun allerdings in wesentlichen Zügen von der heutigen, in welcher 
die glaziale Prägung in großem Umfange durch bedeutsame Fluß- 
erosion umgemodelt wurde. Es soll nun im folgenden versucht werden, 
im Umrisse ein Bild von jenen Formen zu entwerfen, welche durch 
die Gletscherarbeit der Inntalfurche verliehen wurden. 

Die Charakteristik dieses Formenschatzes führt uns dann zu 
einer solchen der Eisbewegung und Eiserosion. Zum Schluß soll noch 
ein Erklärungsversuch der Eigenart der FEiserosion etwas weiter 
ausgeführt werden, der geeignet erscheint, die Fähigkeit des bewegten 
Eises, Wannen und Furchen in den Untergrund zu höhlen, verständlich 
zu machen. Der bequemen Übersicht wegen habe ich alle im folgenden 
aufgeführten Beobachtungsgruppen, Schlußfolgerungen und Annahmen 
der Reihe nach mit Zahlen bezeichnet. 


1. Jede der beschriebenen Inntalterrassen besitzt einen Fels- 
kern, der meistens niedriger, kürzer und schmäler als die darüber 
befindliche Schutterrasse ist. 


2. Daraus folgt, daß das Inntal bereits vor der Aufschüttung 
Felsterrassen in ungefähr derselben Anordnung wie die heutigen 
Felsschutterrassen hatte. 


152 Dr. O. Ampferer. [62] 


3. Wir haben an vielen Stellen beobachten können, daß die 
Oberfläche dieser älteren Felsterrassen eine sehr unregelmäßige ist, 
welche von auf- und absteigenden Furchen, von Wannen und Rund- 
höckern gegliedert wird. 

4. Obwohl diese Felsterrassen weit kleiner als die heutigen 
Inntalterrassen sind, weisen sie dennoch viel größere gegenseitige 
Höhenunterschiede als die letzteren auf. Wir können in ihnen un- 
möglich alte Flußterrassen des Tales erblicken. 

5. Mit ihren Schutterrassen sind die darunterliegenden Fels- 
terrassen aufs innigste durch ein jüngeres, gemeinsames Relief ver- 
bunden, das Schutt und Fels gleichmäßig überspannt. 

6. Die Abgrenzung der aus Schutt und Fels bestehenden Ter- 
rassen erfolgt an der Ost- und Westseite durch Abschrägungen, welche 
ungefähr in der Richtung des Inntales an- oder absteigen. 

7. Diese Abschrägungen sind keine ebenen Flächen, sondern 
meist nebeneinander gereihte Furchenzüge, die noch jetzt an vielen 
Stellen mit einer Grundmoränendecke überzogen sind. 

8. Solche gefurchte Abschrägungen treffen wir sowohl ins Grund- 
gebirge als in die losen Aufschüttungen eingegraben. 

9. Die Oberflächen sämtlicher Terrassenstücke zeigen im Ver- 
gleich mit der oberen Grenze der Aufschüttung eine bedeutende und 
allgemeine Erniedrigung. 

10. Außer dieser allgemeinen Abtragung stellen sich darauf noch 
eine größere Anzahl von Talfurchen ein, deren Aushöhlung durch Eis 
wenigstens angelegt sein dürfte. 

11. Der Abhang der Terrassen gegen das heutige Innbett ist 
an manchen Stellen tief, an einigen sogar bis nahe an die Talsohle 
herab mit einer Grundmoränendecke überzogen, welche beweist, daß 
wenigstens teilweise die glaziale Inntalfurche nahezu die Tiefe der 
heutigen erreicht haben muß. Wahrscheinlich lag sie jedoch sogar 
tiefer. 

12. Aus den Resten älterer Grundmoränen bei Egerdach, an 
der Mündung des Vomperbaches und im Schwazer Erbstollen wissen 
wir auch, daß das Inntal bereits vor der Schuttaufstauung ungefähr 
so tief wie heute ausgehöhlt war. 

13. Die Schutt- und Felsterrassen wechseln im breiten Teile 
des Inntales auf der südlichen und nördlichen Seite im allgemeinen 
mit einander ab, wobei sie sich gegenseitig übergreifen. 

14. In dem geraden, schmalen Inntallaufe zwischen Imster Bahn- 
hof und Telfs liegt am Beginne eine doppelseitige Terrasse, dann 
überhaupt keine mehr. 

15. Auf der ebenfalls ziemlich geraden Strecke zwischen Nasse- 
reith und Telfs ist der ganze alte Talzug verschüttet geblieben und 
hat nur eine allgemeine Abschrägung gegen Osten stattgefunden. 

16. Längs der geradlinigen Strecke von Telfs gegen Kranebitten 
ist als Folge des großen Talbuges bei Telfs der nördliche Teil der 
Talaufschüttung ganz entfernt, während im Süden eine gleichmäßige 
Terrasse verblieben ist. 


| 
| 


[63] Studien über die Inntalterrassen. 153 


17. An der großen Inntalweitung bei Innsbruck haben wir 
sowohl eine südliche als eine nördliche Terrasse. 

18. Die Anordnung der Terrassenreste erfolgt nicht nach der 
Vorzeichnung des Inns, sondern nach der Gestaltung des Talgeländes 
und dem Einfluß großer Seitentäler, was sich besonders an der ein- 
seitigen Terrassenverbreiterung unterhalb der Mündungen des Sellrain- 
und Silltales ausdrückt. 

19. Die durch die Terrassenstücke angezeigte Bahnkrümmung 
ist eine sehr großzügige, welche einerseits in vergrößertem Ausmaß die 
Biegung des ganzen Tallaufes widerspiegelt und anderseits zu steif 
ist, um in durch Vorsprünge geschützte Ecken eindringen zu können. 

20. Vergleichen wir den heutigen Innlauf mit der Verteilung 
der Terrassen an seinen Seiten, so finden wir, daß seine Flußwindung 
nur durch die wechselseitig ins Tal geschobenen Bachschuttkegel be- 
stimmt wird und deswegen scharf, unregelmäßig und vor allem kurz- 
wellig ist. 

21. Die einzelnen Terrassen sind meist so umfangreich, daß 
der Inn im Gebiete jeder einzelnen mehrere Schlingen beschreibt. 


22. An einigen Stellen ergießen sich gerade in solche Räume, wo 
die Terrassen fehlen, mächtige Schuttkegel von Seitenbächen, welche 
den Fluß sicherlich verhindert hätten, in ihrem Schutzbereiche die 
Terrasse zu entfernen. 

23. Da an mehreren längeren Strecken die Talabhänge der 
Terrassen durch den Angriff des Inns je nach der Lage gegen Norden 
oder Süden zurückgedrängt wurden, so muß die Krümmung der 
glazialen Inntalfurche gegenüber der heutigen lebhafter gewesen sein. 

24. Die Entfernung der seitlichen Terrassenstücke kann nicht 
durch eine seitlich hereindrängende Erosionskraft erklärt werden, da 
die vorhandenen Abschrägungsflächen an den Ost- und Westseiten 
deutlich einen in der Talrichtung auf- und absteigenden Kraftstrich 
verraten. 

25. Wie die Terrassenstücke an ihren östlichen und westlichen 
Enden nicht durch seitlich hereindringende Wassererosion erklärbar 
sind, so ist auch der Gedanke an seitliche Aushöhlung durch bewegtes 
Eis ausgeschlossen. 

26. Aus diesen Beobachtungen folgt, daß die Eismassen wenigstens 
an den Talseiten zwischen längeren, weniger angegriffenen Strecken 
beträchtlich tiefe Einsenkungen ausheben konnten. 

27. Diese an den Talseiten ersichtlichen Einhöhlungen legen 
die Annahme nahe, daß entsprechend auch die Inntalfurche größere 
und kleinere Vertiefungen mit erlitten hat, daß mit anderen Worten 
der Felsboden des Inntales nach dem Rückzuge des Eises aus einer 
Reihenfolge von flachen Wannen bestand, die durch niedrige Schwellen 
voneinander getrennt waren. Erst durch neuerliche Flußaufschüttung 
dürfte darüber ein gleichmäßiger Schuttboden angelegt worden sein. 

28. Der Erscheinung, daß wenig angegriffene Terrassenteile 
unmittelbar neben stark vertieften liegen, begegnen wir in allen 
Querschnitten durch das von uns betrachtete Inntalstück, indem wir 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (0. Ampferer.) 30 


154 Dr. 0. Ampferer. [64] 


einerseits wenig abgetragene Terrassen neben der tief ausgehöhlten 
Talfurche erkennen. 


29. An mehreren Stellen sind wir schrägen, von Grundmoränen 
bedeckten Felsfurchen begegnet, die in der Richtung der Eisbewegung 
ziemlich steil an- oder absteigen. Wenn wir überhaupt die große 
Anzahl .von in Fels gegrabenen Furchen durchmustern, finden wir fast. 
alle geneigt und viele ziemlich steil. 

30. Aus diesen Beobachtungen kann man den Schluß ziehen, 
daß die Erosion eines Eisstromes sowohl in der Bewegungsrichtung 
als auch senkrecht dazu bedeutenden Schwankungen unterliegt. 


öl. Die Schwankungen der Frosionsgröße senkrecht zu der 
Bewegungsrichtung sind viel bedeutender, obwohl bisher mehr die- 
jenigen in der Bewegungsrichtung beachtet wurden. 

Auch bei kleineren Felsfurchen ist der Aushöhlungsbetrag in 
der Querrichtung viel bedeutenderen Schwankungen unterworfen als 
in der Längsrichtung. 

32. Diese Schwankungen in der Erosionswirkung können aber 
nicht allein auf die ungleiche Widerstandsfähigkeit der jeweiligen 
Grundlage des bewegten Eises zurückgeführt werden, weil auf der 
großen ursprünglichen Aufschüttungsfläche des Inntales überall unge- 
fähr dieselben Verhältnisse geherrscht.haben dürften. 

Auch auf Felsgrund ist die Anlage der Furchen und Wannen 
nicht allein von der Widerstandskraft der Gesteinsstellen abhängig, 
was in unserem Gebiete am schönsten an den mächtigen Furchen 
der Seefelder Hochfläche hervortritt, welche mehr oder weniger quer 
zum Schichtstreichen des Hauptdolomits angelegt sind. 


85. Das Eis graviert jede größere Bahnfläche noch mit vielen 
kleinen Furchen, Höckern und Wannen. Da sich dieselben stets in 
der Strömungsrichtung des Eises orientiert finden, kann man auch 
darin nicht bloß den Ausdruck weicherer und härterer Stellen der 
Unterlage sehen. 


34. Wie wenig empfindlich das Eis für die Widerstandskraft der 
Unterlage ist, geht daraus hervor, daß sich häufig an einen felsigen 
Rundhöcker ein fast gleich hoher Rücken aus losem Schutt unmittelbar 
anschließt. Furchen und Kämme treffen wir übrigens oft genug ganz 
in lose Aufschüttungen eingegraben. 

Dabei ist natürlich im Auge zu behalten, daß nur die Verteilung 
und Richtung von Furchen und Wannen auf der Gletscherbahn nicht 
von der Widerstandsfähigkeit des Untergrundes abhängt, während 
die Geschwindigkeit und Art des Eintiefens sogar in hohem Maße 
dadurch bestimmt wird. 


35. Da die verschiedenen Widerstandsfähigkeiten der Grundlage 
nicht ausreichen, um die eigentümliche Anlage der Eisbahnfläche zu 
erklären, muß die Erklärung in der Eisbewegung selbst, in der Ver- 
teilung von Druck und Geschwindigkeit gesucht werden. 

36. Je besser das vom Eise zurückgelassene Relief erhalten 
ist, desto mehr tritt die Eigenart der darauf wirksam gewesenen 
Erosion zutage, welche auf an- oder absteigendem Grunde häufig 


[65] Studien über die Inntalterrassen. 155 


mehrere benachbarte Furchenzüge, auf flacherem Boden dagegen 
Wannen anlegt. 

37. Eigentümlich für die Eiserosion ist auch die Erscheinung, 
daß von einer größeren Wanne mehrere auseinanderstrebende Furchen 
wie Strahlen ausgehen. Während die Eisbewegung auf geneigter 
Fläche zu Verbreiterung und Teilung ihrer Furchen im Sinne der 
Bewegung strebt, faßt die Wassererosion ihre Rinnsale in der entgegen- 
gesetzten Weise im Weiterlaufe zusammen. 


38. Wo immer sich das Bett eines Eisstromes teilt, ist für den 
aus der geraden Richtung abzweigenden Arm eine deutliche Abnahme 
der Erosionskraft zu beobachten. 

39. Ebenso wird durch das Zusammentreffen von zwei Eis- 
strömen unter rechtem oder gar stumpfem Winkel die Erosionskraft 
unter der Vereinigungsstelle herabgemindert. 

40. Strömt ein Gletscher durch ein Tal, das abwechselnd weiter 
und enger wird, so finden wir fast regelmäßig in den Weitungen 
Wannen eingetieft, während die Engen von höheren Schwellen besetzt 
gehalten werden. 

41. Da die Talwandungen keines größeren Alpentales gieich- 
mäßig parallel sind und zudem vielfach Seitentäler einmünden, so 
kann es als Regel gelten, daß ein durchströmender Gletscher dem 
Tale entlang eine Anzahl von Wannen ausfegt, welche durch mehr 
oder minder bedeutende Stufen voneinander getrennt werden. 

Die Schaffung eines gleichmäßigen Gefälles ist dem Gletscher 
nur in den seltensten Fällen möglich. Er wird selbst ein völlig aus- 
geglichenes Talsystem in eine Folge von Wannen und Stufen ver- 
wandeln, daer in bedeutendem Maße dem Einflusse der unregelmäßigen 
Seitenwandungen und Seitentäler unterworfen ist. 


42. Wechseln in einem Eisstrome die Druck- und Geschwindig- 
keitsverhältnisse, so greift er eine ebene, völlig gleichartige Fläche 
dennoch ungleichmäßig an. 

Es ist die Grundfläche eines Eisstromes die Abbildung der damit 
wirksamen Kräfte, welche nach dieser Ansicht nicht nur im großen, 
sondern auch im kleinen wechseln. 


43. Es ist jedenfalls anzunehmen, daß durch kleineren Druck 
und größere Geschwindigkeit dieselbe Erosionsleistung erzielt werden 
kann wie durch höheren Druck und kleinere Geschwindigkeit. 


44. Gehen wir, um einen Einblick in die Druckverhältnisse 
eines Gletschers zu erlangen, von einem schmalen V-förmigen Tal- 
einrisse aus, der von einem Eisstrome erfüllt wird (Fig. 16). Da das Eis 
eine gewisse Druckfestigkeit (25 kg/cm?) besitzt, können wir uns den 
Eiskörper in eine Anzahl von übereinander liegenden Gewölben zerlegt 
denken, von denen jedes imstande ist, sein eigenes Gewicht zu tragen. 
Aus dieser Anordnung ist sofort ersichtlich, daß in einem solchen 
Tale, wenn dasselbe für die Druckfestigkeit des Eises nicht zu weit 
ist, an der tiefsten Stelle nur ein geringer, dagegen auf den mittleren 
Seitenwänden ein sehr bedeutender Druck lasten muß (Fig. 17). Mit Hilfe 
dieses einfachen Schemas ist es leicht begreiflich, warum die Gletscher- 

20* 


156 Dr. 0. Ampferer. [66] 


ströme stets die V-förmigen Täler in U-förmige verwandeln, da die 
Hauptlast eben an die Seitenwände hingepreßt und daran weiterge- 
schoben wird. 


45. Diese Verlegung des Hauptdruckes auf die Seitenwände 
kann so weit ausgebildet werden, daß der mittlere Teil des Talbodens 
als erhabener Rücken hervortritt, weil zu beiden Seiten davon Längs- 
rinnen ausgearbeitet werden. 


46. Je mehr sich die V-förmigen Talformen in U-förmige ver- 
wandeln, desto mehr nimmt die Seitenbelastung ab und die Sohlen- 
belastung zu. Steile Wände bieten daher der Eiserosion eine sehr 
geringe Angriffsmöglichkeit. 


Fig. 16. 


47. Erweitert sich ein solches schmales V-förmiges Tal zu einem 
breiteren, so ist klar, daß die Eisgewölbe beim Eintritte in die 
Talweitung ihre Spannung verlieren und daher der ganze bisher von 
den Seitenwänden getragene Druck nunmehr viel direkter auf den Tal- 
boden wirkt. Diese Übertragung gibt uns eine Erklärung, warum die 
Eisströme die Talweitungen zu Wannen ausschliffen und an den Engen 
Schwellen stehen ließen. 


48 Durch die Bewegung der Eismassen wird die Druckverteilung 
im allgemeinen verschoben, jedoch in engen Talfurchen nicht so be- 
trächtlich, daß die Seitenwände dadurch entlastet würden. 


49. In breiteren Tälern kommt natürlich eine Gewölbespannung 
von einer Talseite zur anderen nicht in Betracht, weil das Eis viel 
zu nachgiebig ist, um größere Spannungen aushalten zu können. Dafür 
können sich hier teilweise Entlastungen der Grundlage durch Gewölbe- 


[67] Studien über die Inntalterrassen, 157 


spannungen zwischen zusammenstoßenden Gletscherströmen heraus- 
bilden. Auf diesem Vorgange dürfte die viel beobachtete Tatsache 
beruhen, daß die seitlich einmündenden Täler häufig durch eine 
höhere Schwelle vom vorbeistreichenden Haupttal geschieden werden. 


50. Aus den beiden Elementen, der Umformung eines V-förmigen 
Einrisses in einen U-förmigen Trog infolge Gewölbedruckes gegen 
die Seitenwände und der Herabminderung der Erosionskraft an der 
Mündung eines Seitengletschers in den Talgletscher, kann man die 
Form der Karwände, der Karmulde und der Karschwelle ableiten. 


51. Wie zwischen zusammendrängenden Eisströmen die Grund- 
lage vom Druck teilweise entlastet werden kann, so ist dies auch 


Fig. 17. 


bei der Teilung von Eisströmen möglich, indem einerseits Stauungs- 
spannungen am teilenden Widerstand auftreten und anderseits ein 
großer Kraftverbrauch für die Trennung der Eismassen erforder- 
lich ist. 


52. Wir sehen, daß sich in einem vielfach zusammengeschweißten 
Eisstrom eine Anzahl von mehr oder weniger stark den Untergrund 
drückenden Zonen vorfinden können. Ebenso ist die Verteilung der 
Geschwindigkeiten eine im Querschnitt beträchtlich wechselnde. Be- 
denkt man außerdem, daß in einem solchen großen Eisstrom, der 
eigentlich ein Gletscherfadenbündel vorstellt, reiche Schuttnähte neben 
fast schuttfreiem Eise herliefen, so erscheint der Oberflächenreichtum 
einer Gletscherbahn mit ihren zahlreichen Furchen, Wannen, Buckeln 
und Kämmen der entsprechende Ausdruck für den Reichtum und die 
Mannigfaltigkeit seiner Angriffsmittel. 


158 Dr. OÖ. Ampferer. [68] 


53. Während viele Forscher in dem Umstande, daß sich oft 
mitten in der Gletscherbahn wenig veränderte Aufragungen finden, 
einen Beweis für die Unbedeutendheit der Eiserosion erblicken, sehen 
wir darin nur den Ausdruck der Eigenartigkeit jener Erosion. 


54. Nach den vorhergehenden Überlegungen erscheint die 
Ansicht von Dr. H. Heß, daß durch einen Gletscher vorspringende 
Leisten an dem von ihm bestrichenen Talgehänge unbedingt abge- 
schliffen werden müssen, als unbegründet, da wir zeigen konnten, daß 
der Eisstrom nicht nur vorhandene Unregelmäßigkeiten seiner Bahn 
belassen, sondern auch neu schaffen konnte. (Siehe Dr. H. Heß, Der 
Taltrog. Petermanns Mitteilungen, 49. Bd., IV. Heft, Gotha 1903, 
und Die Gletscher S. 363 u. f. Braunschweig 1904.) 


Damit entfällt auch die Notwendigkeit, aus der Zahl von vor- 
handenen Gehängeknickungen auf ebensoviele ineinander gesenkte 
glaziale Taltröge zu schließen. 


Einmal haben wir aus der Anlage der Terrassenstücke erkannt, 
daß der glaziale Erosionssaum an den Talgehängen vielfach Wellen- 
linien beschreibt und daher ganz wohl einzelne um 200—300 m ver- 
schieden hoch gelegene Reste von Gehängestufen einem einzigen 
Glazialsystem angehören können. Aus der Tatsache, daß wir im Inn- 
tale bald auf der einen Seite eine Terrasse, auf der anderen eine 
tiefe Furche oder zwei Terrassen und in der Mitte eine solche Furche 
finden, erkennen wir weiter, daß Terrassenreste, welche in gleicher 
Höhe auf beiden Talseiten vorragen, nicht unbedingt gleichaltrig sein 
müssen, während es verschieden hoch gelegene sein können. 


Damit wird auch die Ansicht desselben Autors hinfällig, daß man 
aus den verschiedenen Gehängeknickungen die Mächtigkeit der sie 
jeweils schaffenden Eisströme ableiten kann. 


Für die Tatsache, daß der Gletscher seinen Untergrund sehr 
unregelmäßig angreift und neben Furchen auch Stufen anlegt, gibt das 
von Dr. H. Heß in seinem Werke „Die Gletscher“ auf Seite 124 
mitgeteilte Querprofil durch den Hintereisferner einen vorzüglichen 
Beleg. Da zugleich die Geschwindigkeitsverteilung längs dieses Quer- 
schnittes angegeben ist, kann man erkennen, daß die Form des Gletscher- 
bettes nicht genau der Geschwindigkeitskurve entspricht (der größeren 
Geschwindigkeit = größere Tiefe, der gleichen Geschwindigkeit = 
gleiche Tiefen), weil selbst bei gleichem Material der Grundlage eben 
noch die Funktion der Druck- und Schuttverteilung im Eiskörper zur 
Einwirkung gelangt. 


55. Der geschilderte Vorgang, welchem die heutige Inntalterrasse 
ihre Entstehung verdankt, dürfte sich schon bei früheren Vergletsche- 
rungen eingestellt haben, da höchstwahrscheinlich auch damals beim 
Vordringen einer Vergletscherung der Gletscher des Zillertales viel 
früher das Inntal erreichte als der eigentliche Inntalgletscher und so 
eine großartige Schuttaufführung erzwungen wurde. Durch eine solche 
Schuttanhäufung wurde der damit bedeckte Talboden in bedeutsamem 
Maße gegen den Angriff der Eiserosion geschützt, welche erst den 
losen Schutt hinausräumen mußte, bevor sie den Felsboden des Tales 


[69] Studien über die Inntalterrassen. 159 


selbst bearbeiten konnte. Die höheren Talgehänge, welche nicht wie 
der Talgrund von einer Schuttsohle geschützt waren, mußten im Ver- 
hältnis stärker beansprucht werden als der Felsgrund der Talsohle. 


Die gewaltige Verbreiterung der oberen Talgehänge mag viel- 
leicht auf diese Ursache zurückzuführen sein. Jedenfalls war zur 
Wesschaffung solcher Schuttaufstauungen eine ungeheure Arbeitskraft 
erforderlich. 

Wir haben den Umfang, die Form und Lage der Terrassen- 
stücke als eine Funktion des darüber gleitenden Eisstromes verstehen 
gelernt. Damit ist schon die Abhängigkeit der Terrassenstücke von 
dem Wechsel des Eisstromes gegeben. Weil nicht so sehr wesentlich 
Schuttanhäufung, sondern die Wegschaffung für die Eisarbeit charak- 
teristisch ist, mußten die Terrassenstücke einer fortwährenden Ver- 
kleinerung unterliegen. Hätte der Eisstrom des Bühlstadiums ebenso 
lange und mächtig im Inntale gewaltet wie die früheren Vergletsche- 
rungen, so wären die losen Terrassen wohl vollständig entfernt und 
neue Felsstufen bewirkt worden. Da die Schutterrassen bedeutend 
umfangreicher und regelmäßiger wie die älteren Felsterrassen sind, 
können wir schließen, daß der Gletscher im großen und ganzen nicht 
vermochte, den Talhohlraum der Würmvergletscherung, soweit er ver- 
schüttet war, wieder freizulegen. Weil die alten Felsterrassen und 
die neuen Schutterrassen ungefähr an denselben Stellen erhalten ge- 
blieben sind, kann man das als einen Beweis nehmen, daß sie sich 
an Stellen befinden, welche im Verlaufe verschiedener Vergletsche- 
rungen eine bestimmte ausgezeichnete Anordnung besaßen. Es mag 
hier noch darauf aufmerksam gemacht werden, daß im allgemeinen 
an den heutigen .Terrassenresten die Felskerne mehr den östlichen, 
talab gelegenen Teil beherrschen. Sie sind gleichsam etwas gegen 
Osten vorgeschoben, was den Anschein erweckt, als ob die Wannen da- 
zwischen besonders an der Ostseite ihre Vergrößerung erfahren hätten. 


56. Wir haben im besprochenen Inntalgebiete an vielen Stellen 
über der Grundmoränendecke des Bühlstadiums Ablagerungen von 
Jüngeren Lokalgletschern vorgefunden, welche jedoch nirgends bis zur 
Inntalsohle herabreichen. 

Uber diesen Ablagerungen stellen sich vielfach in größerer Höhe 
noch weitere ein, deren Ringformen meistens deutlich erhalten sind, 
falls sie nicht in zu engen Tälern lagern. Diese Gebilde schmiegen 
sich allenthalben ganz den jetzigen Gehängeflächen an. 


Zum Schlusse soll hier noch die Bemerkung angefügt werden, 
daß kein zwingender Grund für die Annahme vorliegt, daß sich der 
Inntalgletscher vor der großen Schuttaufstauung nicht beträchtlich über 
Imst hinauf zurückgezogen haben und die letztere in jener Gegend ihr 
oberes Ende gefunden haben soll. Wir treffen allerdings oberhalb von 
Imst keine größeren Schutterrassen, haben aber gesehen, daß die Auf- 
schüttung noch in der Gegend von Nassereith über 1000 m Meeres- 
höhe erreicht. Das Inntal ist auch weiter aufwärts noch von typischen 


160 Dr. O. Ampferer. [70] 


slazialen Felsterrassen und Wannen besetzt, welche Abschrägungs- 
flächen- und Grundmoränenbezug besitzen. Bedenkt man, daß der 
Tallauf oberhalb von Imst nicht nur viel enger ist, sondern auch be- 
deutend länger unter der Einwirkung der Eiserosion lag als die untere 
Talfortsetzung, so wird man den Gedanken nicht unwahrscheinlich 
finden, daß sich die Inntalaufschüttung noch weit talauf erstreckt hat. 
In dieser Arbeit ist nur jene Strecke näher berücksichtigt worden, in 
welcher sich noch die geschichteten Ablagerungen jener Aufschüttung 
unmittelbar betrachten lassen. 


Erklärung zur schematischen Skizze eines Teiles der Bahn- 
furche des Inntalgletschers (Tafel V). 


Das schraffierte Gebiet stellt das angrenzende, über 1000 m emporragende 
Bergland dar. Der geschummerte Streifen gibt ein Kartenbild der unter 1000 m 
Höhe eingesenkten Inntalfurche. In diesem Streifen bedeuten die dunkleren Stellen 
die tieferen, die lichteren die höheren Gebiete. Ganz weiß sind Zonen, welche 
ungefähr 1000 m Höhe einnehmen. Die Pfeile zeigen größere in Fels gegrabene 
Furchenzüge an, welche gegen das höhere Gehänge tmporstreben. 


Dr. OÖ. Ampferer: Inntalterrassen. 


Schematische Skizze eines Teiles der Bahnfurch 


(Nach dem Bühlstadium Pencks.) 


w Profillinie der Terrassen an der Süds 
Riegel von Karres lerasse zw ische Ä 
N 


Achensee 929” 


—1 
Jahrbuch der k. k. geologiscl 
Verlag der k. k. geologischen Reic, 


| 


| 


j 


s Inntalgletschers. 


des Inntales zwischen Telfs—-Zillertal. 


| 3 Zillertal. ® 
und Valders Milterweerberg S Mündung, 
500m 


(chsanstalt, Band LIV, 1904. 
ı, Wien, III., Rasumoffskygasse 23. 
j 


Über eine neue Krabbe (Cancer Bittneri n. sp.) 
aus dem miocänen Sandsteine von Kalksburg 
bei Wien. 


Von Franz Toula. 


Mit 5 Textfiguren. 


Fig. 3. 


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Fig. 2. 


Fig. 5. 


Fig. 1. 


Während Alexander Bittner in seiner Abhandlung über Phyma- 
tocarcinus speciosus Reuss (Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. LXXV, 
1877) es noch aussprechen konnte, daß bis dahin die von Gonvers 
im Rauchstallbrunnen-Steinbruche bei Baden im Leithakalkkonglomerat 
aufgefundene Krabbe (Phymatocarcinus speciosus Reuss, Sitzungsber. d. 
Wiener Akad. d. Wiss, LXIII, 1871) der einzige Brachyurenrest aus 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. (F. Toula.) 21 


162 Franz Tonla. [2] 


dem österreichischen Miocän!) sei, sind uns nun vor allem durch 
Bittner selbst mehrere Formen bekannt geworden. 

Zuerst wies er das Vorkommen von Phymatocarcinus speciosus 
im Leithakalke von Gamlitz in Steiermark nach (Samnl. Dr. R. Hoernes 
in Graz), von wo bis dahin nur Scherenfinger, die dem Genus Scylla 
„angehören mögen“, sowie Portunidenscheren und ein sehr schad- 
hafter Cephalothorax (Hofmuseum in Wien), vielleicht zu Carpilius 
gehörig, gesammelt worden waren, Bittner erwähnt in der ange- 
führten Abhandlung auch das Vorkommen eines winzigen Titanocarcinus- 
Cephalothorax. 

Wenige Jahre später konnte er weitere Krabbenreste aus Öster- 
reich beschreiben. (Beitrag zur Kenntnis tertiärer Brachyurenfaunen. 
Denkschr. d. Wiener Akad. d. Wiss. XLVII, 1883.) Es sind dies: 


Cancer styriacus n. sp. aus dem Leithakalke von Aigen bei 
Fehring in Mittelsteiermark (Oephalothorax, Samml. d. k. k. geol. R.-A.). 

Cancer illyricus n. sp. aus dem oberen marinen Miocän zu Sagor 
in Krain (Cephalothorax, Univ.-Samml. Graz) und 

Cancer carniolicus n. sp. aus „höchstwahrscheinlich dem Miocän 
angehörenden“ Ablagerungen zwischen Teinitz und Stein in Krain 
(10 Exemplare, zwei davon in der Samml. d. k. k. geol. R.-A.) und 
zwischen Trifail und Hrastnigg. 


In einer späteren Arbeit über „Decapoden des pannonischen 
Tertiärs“ (Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. CII, 1893) besprach 
Bittner Neptunus efr. granulosws A. Milne Edw. aus einem sandigen 
Leithakalke von Felsö-Orböo (Klausenburger Miocän) sowie Cancer cfr. 
illyrieus Bittn. und Ranidina Rosaliae n. g. und n. sp. aus dem Tegel 
von Walbersdorf (D. Sturs Aufsammlung). Die Walbersdorfer Stücke 
von Cancer, alle „mehr oder minder verzerrt“, ließen es ihm zweifel- 
los erscheinen, ob Cancer illyricus und Cancer carniolicus „wirklich 
spezifisch verschieden“ seien. 

Achelous Krambergeri Bittn. von Warasdin-Teplitz in Kroatien 
und ?Grapsus sp. ind. von Krapina sollen nach Kramberger aus 
dem Oligocän stammen. 

E. Lörenthey hat in seiner Abhandlung: „Beiträge zur 
Decapodenfauna des ungarischen Tertiärs“ (Termes zetrajze Fuzetek. 
XXI. 1898) aus dem Leithakalke von Räkos bei Budapest folgende 
Arten beschrieben und zum Teil auch abgebildet: Calappa Heberti 
Broce.?), Matuta inermis Brocc., Lambrus spec. ind., Portunus pygmaeus 


1) Die erste aus dem Leithakalke beschriebene Krabbe ist übrigens Lobo- 
carcinus cf. Sismondai H.v. Meyer (Reuss, Zur Kenntnis fossiler Krabben. Denkschr. 
d. Wiener Akad. d. Wiss. XVII, 1857 [1859]) von Bruck an der Leitha. Eine Form, 
die zu Cancer gestellt wird. Cancer Sismondai wurde aus dem Pliocän von Asti 
beschrieben. Reuss hat aber auch aus dem Steinsalze von Wieliezka eine Krabbe 
als Mierodium (n. gen.) nodulosum beschrieben, welche Form von Zittel wohl 
gleichfalls mit Recht zu dem Geschlechte Cancer gestellt wurde. Es ist ein kleines 
Kopfbrustschild (15 mm breit und 11'5 mm lang), dessen Oberfläche recht gut 
erhalten ist. Reuss führte übrigens 1871 das Vorkommen von Scheren, die er 
als zu Scylla gehörig betrachten wollte, aus dem Tegel von Vöslau und aus dem 
Leithakalke von Gamlitz an. 

2) P. Brocchi, Note sur les crustaces fossiles terrains tertiaires de la 
Hongrie. (Ann. des sc, g60ol. XIV. 1883). 


[3] Über eine neue Krabbe aus dem miocänen Sandsteine von Kalksburg. 163 


Broce., Neptunus cfr. granulatus A. Milne Edw., Cancer cefr. carniolieus 
Bittn. (aus dem Leithakalk von Szaboles im Baranyaer Komitat). 

Endlich ein vortreffliches Stück von Cancer Szontaghi n. sp. aus 
dem Leithakalk von Tasädfö im Komitat Bihar. 

Reste (eine Hand) eines Cancer habe ich selbst in dem Tegel 
von Neudorf an der March (Deveny-Ujfalu) in Ungarn, den ich als 
dem Schlier entsprechend bezeichnen konnte, besprochen und abge- 
bildet (Verhandl. d. Ver. f. Natur- und Heilkunde zu Preßburg. XI 
(XX). 1899 (1900). 


Zu dieser Brachyurenfauna des österreichisch-ungarischen Miocäns 
gesellt sich nun ein Fundstück, das ich vor kurzem bei einem Besuche 
der Kalksburger Strandbildungen erlangen konnte. 

Einer meiner Begleiter fand beim Zerschlagen eines fester 
gebundenen sandigen Blockes eine Krabbe in Bruchstücken, die sich 
leidlich gut zusammenfügen ließen. Es war offenbar ein vollständiges 
Individuum, doch war es nicht möglich, alle Teile zu erhalten. 

Die Fundstelle ist der erste Aufschluß auf der linken Talseite 
des Liesingbaches unterhalb des bekannten, von Th. Fuchs so genau 
geschilderten, leider zum größeren Teile verbauten alten Kalksburger 
Steinbruches „im marinen Konglomerat“ (Jahrb. d. k.k. geol. R.-A. 
1869, pag. 189), aus welchem das Vorkommen von Krebsscheren 
lange bekannt ist. In neuester Zeit wurde der erwähnte untere Stein- 
bruch lebhafter betrieben. Von hier habe ich vor einiger Zeit ver- 
schiedene Knochenreste, darunter Reste von Halitherium und auch 
eine neue Testudo-Art beschrieben (Zeitschr. d. Deutschen geol. Ges. 
XLVIII, 1896). (Ich ergreife die Gelegenheit, eine irrige Annahme 
richtigzustellen. Der weniger gut erhaltene Humerus-Rest wird nach 
Dr. Oth. Abels Bestimmung als wahrscheinlich von Acerotherium 
stammend aufzufassen sein.) 

Der neueste Aufschluß, zu unterst an der linken Seite des Stein- 
bruches gelegen, zeigt leicht gegen O verflächende sandige Schichten, 
welche besonders reich sind an Treibholz und Konkretionen mit 
Teredogängen, an schönen, ansehnlich groß werdenden, fächerförmigen 
Bryozoenkolonien und an den bezeichnenden sandholden Mollusken. 
Aus diesem Horizont stammt auch die zu besprechende Krabbe. Im 
Hangenden lagern Breccienbänke von verschiedener Bindung. 

Von der Krabbe liegt der Cephalothorax vor, besonders die 
rechte Hälfte in vollkommenster Erhaltung der Zähnelung des Seiten- 
randes. Dort, wo der vordere und hintere Teil des Seitenrandes 
zusammentreffen, liegt die größte Breite und springt hier ein großer 
Zahn dornartig vor. Der vordere Rand bis zu diesem Dorn ist schön 
bogenförmig, der hintere Seitenrand erscheint etwas eingezogen. 


Die Breite vor dem Dorn gemessen . . . ee BE 
Die Breite an der Seitendornspitze gemessen! kan. u3%6 >; 
Die Länge . . . er Er 
Der Vorderrand zwischen den äußeren Orbitalwinkeln . u: FEN 
Der Vorderseitenrand. bis’ zur Doruspitze » . 0.0 .:.187., 
Be kinterseitenrande nut, Eee 5 Rn 
BErinterrandaese ne a esldpei  .. wann mol ARE 5 


21* 


164 Franz Toula. [4] 


Zum Vergleiche seien die Maßverhältnisse der verwandten Arten 
angeführt: 


Breite Länge Verhältnis 
Cancer (Microdium) nodulosum Rss... . 155 : 115 = 1'347 
3 N SCHTIACHSDIMER . mern 2 ne REN = 1'405 
N NAblyecHS. DULmern., x; vo ae 0 „ee 
ln 38 26. und) AB 
carniolicus Bittneı 5 9 Be, : 
utiseontaghi. Lörentheys wı»2 al sur IB u. 0382 
se WWBitineri 'nov.ispee, v vr. ht Ah INSIDE 
39:69): 25° = 75824 


Der Stirnrand zeigt zwei breite Zähne, deren Spitzen leider 
beschädigt sind, mit fein gekörnelten Rändern. Der Augenhöhlenrand 
ist deutlich dreizähnig, der vorderste Lappen ist am breitesten. Furchen 
trennen diese drei Augenrandlappen, welche einen schönen Bogenrand 
bilden. Dahinter treten bis zum Seitendorn sieben stumpfe Zähne auf, 
mit feiner Körnelung der Ränder. Der sechste und der siebente dieser 
Zahnlappen sind spitz mit einer Verdickung an der Spitze. Der 
Seitendorn ist spitz ausgezogen und trägt an seinem Hinterrande 
kleine spitze Höckerchen, die sich dann längs einer wohlausgeprägten 
Kante des hinteren Seitenrandes in der Form von kleinen Knötchen 
fortsetzen bis zum Hinterrande; drei von diesen Knötchen schwellen 
zu förmlichen kleinen Dornen an. 

Der Hinterrand zeigt ganz dieselbe perlenschnurartig, mit zarten 
Knötchen verzierte Kante, wie sie Lörenthey bei seinem Cancer 
Szontaghi zeichnet. Auch die tiefe Furche, durch welche sich der 
Hinterrand von der Herzregion scheidet, ist vorhanden, vor derselben 
erhebt sich eine Leiste, die gegen den hinteren Seitenrand verläuft 
und in einem Dorn endet. 


Daß die Regionen der Oberfläche bei dem Kalksburger Individuum 
nur durch ganz seichte Furchen geschieden sind, wurde bereits erwähnt. 
Stellenweise lassen sich diese trennenden Furchen nur durch ihre Glätte 
verfolgen. Im allgemeinen ist die Furchung ganz analog wie bei Cancer 
carniolicus Bittner und bei Cancer Szontaghi Lörenthey. 

Die in der Medianlinie gelegenen Magenherzregionen: — die 
Epigastralregionen sind wie bei Cancer nodulosum Reuss ausgeebnet 
— die Mesogastralregion schiebt sich lanzettlich zungenförmig zwischen 
die beiden Protogastralfelder bis gegen den Stirnrand hin. Der Abstand 
dieser Spitze bis zur Furche hinter der Cardialregion mißt bei dem 
Kalksburger Stück 191 mm, die größte Breite beim Hypogastricus 
beträgt 5’1 mm, das Verhältnis ist sonach = 3:74, während diese Maße 
bei Cancer Szontaghi 264 mm : 87T mm — 3'0 betragen. Diese Mittel- 
region ist sonach viel schmäler. Ihre größte Breite liegt bei der Biharer 
Form bei den Hypogastralieldern, bei der Kalksburger Form dagegen 


!) Vor dem Dorn. 
?) Am Dorn gemessen. 


[5] Über eine neue Krabbe aus dem miocänen Sandsteine von Kalksburg. 165 


in der Cardialregion. Die beiden Protogastralfelder sind bei der Kalks- 
burger Form mit drei wohlmarkierten rundlichen Höckern geziert, 
die Leberfelder tragen je einen zitzenförmig aufragenden Höcker. 


Ähnliche Höcker erheben sich auf den flachen Aufwölbungen der 
Kiemenregion, von welchen jene der Mesobranchialregion die kräftigsten 
der ganzen Oberfläche sind. Diese Höcker sind wie bei den verwandten 
Arten durch Anhäufung von kleinen Tuberkeln gebildet, welche die 
sanze Schalenoberfläche bedecken, in den Furchen aber ganz winzig 
werden, während sie auf den flachen Aufwölbungen der genannten 
Regionen größer sind und sich in den Höckern häufen. Die Teilung 
der Branchialregion ist eine ähnliche wie bei Cancer Szontughi, nur 
sind die Furchen unseres Stückes, obwohl gegen den Hinterrand am 
schärfsten ausgeprägt, doch viel flacher als bei dem ungarischen, 
freilich etwas größeren Individuum. 


Bei unserer Form kann man am Augenrande nur von einem 
paarigen Dorn sprechen, der ganz ähnlich gestellt ist wie bei der 
ungarischen; weitere paarige Randlappen sind nicht vorhanden. 


Die mit Tuberkeln gezierten Aufwölbungen in der Cardialregion 
sind bei Cancer Bittneri etwas anders gestaltet als bei Cancer Szontaghi, 
die beiden vorderen sind kreisrund, die hintere der Quere nach ver- 
längert, während bei der ungarischen Form die vorderen elliptisch, 
die hintere kreisrund gezeichnet sind. 

Auf der Unterseite sieht man die Pterygostomalfläche, welche 
mit zarten Tuberkeln bedeckt ist, und erkennt am Rande die wohl 
ausgeprägte Furchung zwischen den Zahnlappen des vorderen Seiten- 
randes. 

Man erkennt auch Teile der im Peristom gelegenen Gebilde 
und des Sternums mit der zur Aufnahme des Abdomens dienenden 
Mittelrinne und die Ansätze der ersten Fußeglieder. 


Erhalten ist auch vom Scherenfuße das Propodit oder das 
Handglied und der Metatarsus (Carpodit), sie konnten aber nur teil- 
weise herauspräpariert werden. Das Handglied wendet eine mit. 
zierlichen Dornen besetzte Kante nach oben, der Metatarsus ist mit 
stärkeren Dornen besetzt. 


Erwähnt sei endlich, daß vor der rechten Orbita ein zylindrisches 
Stielchen liegt, das ich wohl als Augenstiel deuten darf. 

Von den genannten Cancer-Arten des Miocäns stehen mit der 
Kalksburger Form Cancer nodulosum Reuss, Cancer ilyricus Bittner, 
Cancer carniolieus Bittner und Cancer Szontaghi Lörenthey in näherem 
Verwandtschaftsverhältnis. Das von Bittner als Cancer styriacus 
beschriebene und (l. c. Taf. I, Fig. 6) abgebildete Exemplar ist nur 
ein Steinkern und schon aus diesem Grunde schwieriger in Vergleich 
zu bringen, während alle übrigen Arten in Schalenexemplaren zur 
Abbııdung gebracht werden konnten. In bezug auf die Oberflächen- 
beschaftenheit besitzt Cancer Szontaghi die größte Ähnlichkeit, wenn- 
gleich bei Cancer Bittneri die Furchen viel weniger scharf und tief 
ausgeprägt sind als bei der ungarischen Art. Der Hauptunterschied 
liegt in der Beschaffenheit der Form im allgemeinen und der Aus- 
bildung der Randzacken im besonderen. 


166 Franz Toula [6] 


Im nachstehenden gebe ich die mir bekannt gewordenen Ab- 
handlungen in chronologischer Folge, in welchen sich Mitteilungen 
über marine miocäne Brachyuren finden: 


1847: E.Sismonda (Memor. di Torino. X. 1847 [1849]) beschrieb von miocänen 
Krabben: j 
Xantho Edwardsi aus-der Molasse von Turin und den Mergeln von Asti. 
Ranina palmea aus der Molasse von Turin. 
Palaeomyra bispinosa aus dem Miocän von Turin. 


1857. A.E. Reuss. Zur Kenntnis fossiler Krabben. Denkschr. d. Wiener Akad. 
d. Wiss. 1857. XVII, 8. 41, Taf. IX7 Bier] nnd 2 


Lobocarcinus cf. Sismondai v. Meyer aus dem Leithakalke von Bruck 
an der Leitha, 1. c. 8.41. Taf. IX. Fig. 1 und 2. Kommt bei der Kalks- 
burger Art nicht in Betracht. 


1862—1871. Milne Edwards. Alph. Hist. des Crustaces podophthalmaires fossiles. 
Il. Portuniens et Thalassiens. II. Canceriens. Ann. des Sec. nat. Zoologie. 
4. ser. XIV. 1871. XVIII. 1862. XX. 1863. 5. ser. I. 1864. III. 1865. 


Beschreibt vier große Cancer-Arten aus dem Miocän. 


Palaeomyra bispinosa und Titanocarcinus pulchellus aus dem Miocän 
von Turin (Supergahügel), wo auch Ranina palmea Sismondai gefunden 
wurde. Außerdem Atelecyclus rugosus Desm. und Neptunus Monspeliensis 
aus dem Miocän von Montpellier und Lobonotus sculptus aus dem Miocän 
von San Domingo. 

Von jüngeren Formen wäre der große Cancer Deshayesü (Taf. XXI. 
Fig. 2) aus dem Pliocän von Oran in Vergleich zu ziehen, wie schon 
Bittner es getan hat. Seine größte Breite fällt in den letzten Dorn des 
vorderen Seitenrandes und auch der hintere Seitenrand zeigt eine Ähnlich- 
keit, während der Cancer Sismondai aus dem Pliocän von Asti außer 
Vergleich bleibt. 

Phlyctenodes depressus aus dem „terrain miocene du Monte - Gruni 
Vincentin“. Bleibt außer Betracht. 


1867. A. E. Reuss. Die fossile Fauna der Steinsalzablagerungen von Wieliczka 
in Galizien. Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. LV. 1867. Jännerheft. 


, Microdium nodulosum ‚Rss. S. 157 (d. Sep.-Abdr.). Taf. VIII. Fig. 7 u. 8. 

. Ein Kopfbrustschild und ein Scherenbruchstück. Ein winziges Stück im 
Vergleiche mit jenem von Kalksburg. Kopfbruststück 15 mm breit und 
115 mm hoch, von ähnlichem Umriß und einfacher Oberflächendornung. 


1871. A. E. R. v. Reuss. Phymatocarcinus speciosus, eine neue Krabbe aus dem 
Leithakalke des Wiener Beckens. Sitzungsber. d. Wiener Akad. d. Wiss. 
LXI1I. 1871. Aprilheft. 6 S. mit Taf. 


Ein Kopfbrustschild vom Rauchstallbrunnen bei Baden. Nach rück- 
wärts verschmälert. Mit hohen und breiten, am Schild abgestutzten 
oben fein gekörnelten und sehr regelmäßig verteilten Höckern. 


1877. Alex. Bittner. Über Phymatocarcinus specivsus Reuss. Sitzungsber. d. Wiener 
Akad. d. Wiss. ,XXV. 1877. Aprilheft. 13 S. mit 1 Taf. 


Aus dem Leithakalke von Gamlitz in Steiermark. 

Angegeben wurden von miocänen Formen von Gamlitz: 

Scherenglieder von mehreren Arten. 

Carpilius, glatt, mit ungezähntem Vorderseitenrande. 

Portunidenscheren (auch von Pöls bei Wildon). 

Außerdem wird ein Kopfbrustschild beschrieben, sowie Fuß- und 
Handglieder. 

Macrophthalmus aus dem sandigen Tegel von St. Florian. 

Titanocarcinus A. M. Edw., 3 mm lang. 

Sie wären nach Bittner zur Genus Daira de Haan zu stellen. 


[7] 


1881. 


1883. 


1883. 


1893. 


1898. 


1898. 


Über eine neue Krabbe aus dem miocänen Sandsteine von Kalksburg. 167 


Fritz Noetling. Über einige Brachyuren aus dem Senon von Mastricht und 
dem Tertiär Norddeutschlands. Zeitschr. d. Deutsch. geol. Ges. XXXII. 
1881. S. 358—365. 
Mieromithrax holsatica Noetl. Aus dem miocänen Sandstein von Sege- 
berg in Holstein. 


A. Bittner. Beiträge zur Kenntnis tertiärer Brachyurenfaunen. Denkschr. 
d. Wiener Akad, d. Wiss. XLVIII. 1883. S. 15—30 mit 2 Taf. 


Brachyuren aus dem miocänen Tegel von Radoboj, im Liegenden des 
Leithakalkes: Neptunus Radobojanus Bittn. (II, Fig. 1), Nept. stenaspis 
Bittner (II, Fig. 2), Mioplax socialis nov. gen. nov. sp. Bittn. 


Neuere Cancer-Arten aus österreichischen Miocänablagerungen: 

Cancer styriacus Bittn. aus dem Leithakalke von Aigen bei Fehring 
in Mittelsteiermark (Kopfbrustschild). 

Cancer illyricus Bittner aus dem oberen marinen Miocän von Sagor 
in Krain (aus mergeligsandigen Schichten). Ein Kopfbrustschild. 

Cancer carniolicus Bittn. Aus „höchstwahrscheinlich‘ dem Miocän 
angehörigen Ablagerungen zwischen Teinitz und Stein in Krain. 

An die zwei letztgenannten Formen dürfte sich der Krabbenrest von 
Kalksburg anschließen lassen. 

Cancer styriacus Bittner wird mit ©. Deshayesi M. Edw. einer mio- 
und pliocänen Art und mit dem noch näherstehenden C. Edwardsi M. Edw. 
in Vergleich gebracht. 


P. Brocchi. Note sur les crustaces fossiles des terrains tertiaires de la 
Hongrie. Ann. des sc. geol. Hebert und Milne Edwards. XIV. 75. Taf. IV 
und V. 
Aus dem Miocän von Räkos bei Pest. Portunus pygmaeus, Calappa 
Heberti, Maluta inermis. 


Al. Bittner. Decapoden des pannonischen Tertiärs. Sitzungsber. d. Wiener 
Akad. d. Wiss. 1893. CII. I. Jänner. 
Neptunus cfr. granulatus A. Milne Edw. Leithakalk von Felsö-Orbö. 
Cancer cfr. illyrieus Bittn. Aus dem Tegel von Walbersdorf. 
Dem Autor erscheint es zweifelhaft, ob seine Arten: Cancer illyricus 
und Cancer carniolicus wirklich spezifisch verschieden sind. 
Ranidina (n. 9) Rosaliae Bittn. 


E. Lörenthey. Beiträge zur Decapodenfauna des ungarischen Tertiärs. 
Termeszetrajzi Füzetek. XXI. 1898. 1—133. 


Aus dem Leithakalke wurden beschrieben, und zwar von Räkos: 

Calappa Heberti Broce. 

Matuta inermis Broce. 

Lambrus sp. ind. 

Portunus pygmaeus Broce. 

Neptunus ef. carniolicus Bittn. von Szaboles (Baranyaer Komitat). 

Cancer Szontaghi Lörenth. (der Kalksburger Art nahe stehend) von 
Tasädfö im Biharer Komitat. 

Pilodius mediterraneus Lörenth. 


Th. Studer. Zwei neue Brachyuren aus der miocänen Molasse. Abh. d. 
Schweiz. paläont. Ges. 1898. 25. S. 1—9 mit Taf. 
Osachia Frechei Stud. (Marchbachgraben am Belpberge. 
Sceylla molassica Stud. Muschelsand (Meeresmolasse) vom Weiherhof 
bei Ludwigshafen. 
Außerdem kennt man aus der miocänen Molasse: 
? Cancer Rietmanni C. Mayer, 
? Lupea dubia C. Mayer, 
Portunus Kisslingi Th. Stud. und 
Dorippe Fankhauseri Th. Stud. 
Weist auf den entschieden atlantischen, lusitanisch-westafrikanischen 
Typus der miocänen Crustaceenfauna hin. 


168 


1899. 


1900. 


1901. 


Franz Toula. [8] 


Franz Toula. Über den marinen Tegel von Neudorf an der March (Deveny- 
Ujfalu) in Ungarn. Verhandl. d. Ver. f. Natur- und Heilkunde zu Preßburg. 
XI (XX). 1899 (1900). 


Cancer spec. 8. 17 (im Sep.-Abdr.). Fig. 10 u. 11. Eine Hand ähnlich 


jener von Microdium nodulosum Rss., aber etwa doppelt so groß, besser 
erhalten und etwas anders verziert 


A. S. Packard. A new fossil crab from the Miocene greensand bed of 

Gay head, Marthas Vineyard with remarks of the phylogeny of the Genus 

Cancer. Proc. Am. Ac. ofarts and Sc. XXXVI. 900. S. 3—9 mit 2 Taf. 
Cancer proavitus n. Sp. 


Diese Art und Archaeoplox signifera Stimpson bilden die Vorläufer 
der zwei an der Küste Nordamerikas lebenden Cancer-Arten. 
Bleibt beim Vergleiche außer Betracht. 


E. Lörenthey. „Andorina“ und „Daränyia“, zwei neue Brachyuren- 
Gattungen aus Ungarn. Math. u Naturw. Berichte aus Ungarn, XVII. 1901. 
S. 328—336 mit Taf. 
Andorina elegans n. sp. aus dem Leithakalke. Telepigasse in Budapest. 
(Daränyia granulata n. sp. stammt aus dem Obereocän). 


Zählt man die im vorstehenden angeführten Formen, so ergeben 


sich 36 Arten, von welchen ?/; zu den Bogenkrabben (Üyclometopa) 
gehören, 


Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien, III., Erdbergstraße 3. 


Tafel I. 


Geologische Beobachtungen auf einer Reise in die Gegend von 
Silistria und in die Dobrudscha im Jahre 1892. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 1. Heft. 22 


Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 


Fig. 


Erklärung zu Tafel I. 


1. Planorbis sp. Ähnlich ist Planorbis cornu Brongn. Von Silistria. 

. Lymnaea sp. von Silistria. 

3. Helix sp. Zu vergleichen mit Helix Vindobonensis Pfeiffer. Steinkern 
aus dem Süßwasserkalke nördlich von Doimuschlar (Silistria W.) . 

4. Planorbis sp. Aus dem Süßwasserkalke von Doimuschlar. (Aus einem 
Bausteine.) 

5 und 6. Cardien aus der Formengruppe des Cardium simplex Fuchs von 
Silistria. 

7. Nerinea sp. Aus der Verwandtschaft von Nerinea Coquandana d’Orb. 
und N. Traversensis Pictet et Camp. Aus dem Nerineenkalke von 
Birtschma bei Silistria. 

7a. Querschnitt von Nerinea Olisiponensis Sharpe. (Zum Vergleiche.) 

7b. Nerinea sp. Aus dem Nerineenkalke von Mirdschawoda im Karasutale. 
(Nach einem Kittabdrucke.) 

8. Winzige Echinidensteinkerne. Ähnlich: Discoidea subuculus Klein. Aus 
einem Bausteine von Silistria. 

9. Terebratula sp. Aus einem Bausteine von Silistria. 


. 10. Deckelklappe von Reqwienia spec. (Von der Innenseite) Aus dem 


Requienienkalke bei Kokerlenj. 


. 11. Actaeon cf. Staszycii Quenst. Kittabdruck. Von Birtschma bei Silistria. 
..12. Abdruck einer Gastropodenschale (Murex [?]). Von Birtschma bei Silistria. 
. 13. Abdruck einer kleinen Nerinea sp. ind. Von Birtschma bei Silistria. 

. 14. Anthophyllum sp. ind. Aus dem Nerineenkalke von Birtschma. 

. 15. Nerinea Isteriana n. sp. Aus dem Nerineenkalke von Birtschma. 

. 16 und 17. Steinkerne von Monopleur« Aus Bausteinfindlingen. Gegend von 


„Iromos“ an der Donau. Aus der Formenreihe der Monopleura 
trilobata d’ Orb. 


. 18. Steinkerne einer Nerinea (Nerinea Dobrudschensis n. f.) aus der Verwandt- 


schaft von: Nerinea' Favrina, Valdensis und Blancheti Pictet et Camp. 
Bei Kokerlenj an der Donau, aus dem Hangenden der Requienienkalke. 


. 19. Reqwienia Lonsdalei d’Orb. var. Aus dem Requienienhorizont südlich von 


Tschernawoda. 


. 20. Serpula sp. Ähnlich sind Serpula Trachinus Gldf. und Serpula lophioda 


@ldf. Nördlich von Kokerlenj, unterhalb der Donauinsel. 


. 21. Otodus sp. Ähnlich: Otodus suleatus Gein. Aus den Exogyrensanden im 


Karasutale. 


Franz Toula: Silistria u. Karasu. Data 


A,Swobodan.d.Nat.gezulith. Lith.AnstvAlb.BergerWienVIll. 


Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt, Band LIV.1904. 
VerlagderkkGeologischen Reichsanstalt Wien,llRasumoffskygasse 23. 


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Tafel I. 


Geologische Beobachtungen auf einer Reise in die Gegend von 
Silistria und in die Dobrudscha im Jahre 1892. 


22* 


Erklärung zu Tafel II. 


Ia—i. Deckelklappen von den kleinen ungefalteten Exogyren aus dem Karasutale 
unterhalb Mirdschawoda. 


lIa—p. Unterklappen der kleinen ungefalteten Exogyren aus dem Karasutale. 


II” und s. Ungefaltete kleine Exogyren von den Uferfelsen zwischen Kokerlenj 
und Tschernawoda. 


Franz Toula: Silistria u. Karasu. Taf. I. 


A,Swobodan.d.Nat.gezulith. Lith.AnstvwAlb.BergerWienVIl. 


Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt, Band LIV.1904. 
Verlagderkk6eologischen Reichsanstalt Wien,IllRasumoffskygasse 23 


Tafel Ill. 


Geologische Beobachtungen auf einer Reise in die Gegend von 
Silistria und in die Dobrudseha im Jahre 1892. 


Erklärung zu Tafel III. 


Fig. 1. Sphaerulites Dobrudschensis n. sp. . 
a. Von vorn. 
b. Von oben (bei x war ein zweites Individuum angewachsen). 
Fig. 2. Berenicea Dobrudschensis n. f. 
Fig. 3. Tiigonia spec. ind. von Tschernawoda, 
Fig. 4—10. Gefaltete kleine Exogyren 
Fig. 4 und 5 von Tschernawoda, nahe dem östlichen Uferpfeiler der großen Brücke. 


Fig. 6—10. Bei Boastschik „au der Ecke“. 


Franz Toula: Silistria u. Karasu. Tat. 1. 


Lith.Anstv.Alb.BergerWienVIl. 


A.Swobodan.d.Nat.gezulith. 


Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt, Band UV. 1904. 
Verlaßderkk6eologischen Reichsanstalt Wien llRasumoffskygasse 23. 


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_ Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. 


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Fig. 2. 


Fig. 3. 


Fig. 4. 


Fig. 5. 


Erklärung zu Tafel IV. 


Plagioklas aus einem Aplit. Der Kristall besitzt dort, wo er an Orthoklas 

grenzt, eine Myrmekitkruste mit quarzfreiem Saum. Diese setzt scharf ab, 

so wie Quarz an den Plagioklas herantritt. (Vgl. pag. 50 [4], und 71 [25].) 
Gekreuzte Nikols. Vergrößerung 51. 


Hornblende aus dem Tonalitgneis südl. von Mauls. Der Kristall ist quer 
durchgebrochen und an der Bruchstelle in Biorit umgewandelt. (Vgl. 
pag. 60 [14].) 

Parallel polarisiertes Licht. Vergrößerung 23. 


Tonalitgneis vom Nockbach bei Mauls. Hochgradige Kataklase. Mylonit- 
artige Pressungszone. 
Unpolarisiertes Licht. Vergrößerung 20. 


Tonalitgneis südl. von Mauls. Veranschaulicht die Kataklasstruktur. Horn- 
blende mit Rissen nach der Spaltbarkeit. Plagioklas links oben mit Albit- 
adern und einem von Quarz erfüllten Riß. 

Gekreuzte Nikols. Vergrößerung 15. 


Tonalitgneis mit porphyrischen Plagioklasen vom Rabenstein. In dem 

Plagioklaseinsprengling am Rande zonenweise ‚angeorduete Quarzstengel 

und -Tropfen, außerdem Hornblendeeinschlüsse. (Vgl. pag. 64 [18].) 
Gekreuzte Nikols. Vergrößerung 5. 


W. Petrascheck: Gesteine der Brixener Masse. Tafel IV. 


Prof. Dr, Becke phot, Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien, 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumoffskygasse 23. 


| NB. Die Autoren allein una far An Tnhait und ‚die Form 


Inhalte 


BR ER ER 


1. Hefe. a 
Geologische Beobachtungen auf einer Reise in 3 Gmen:: von eiietria 


und in die Dohrudscha im Jahre 1892, Von Franz Toula. Be 
3 Jithographierten Tafeln (Nr. 1-1 und 19° Textfiguren . 
Über "Gesteine der. Brixener Masse ‘nnd ihrer Randbildungen. "Von 
Dr. W, Petrascheck. Mit einer Tafel ar IV) und einer ‚Text. ı 
figur . ne . * “ . “ ” . * } » wie f4 ae rc 


Einige neue Fossilienfundorte in ai ostbölimischen Kreideformation. FE RT 


Vou Jareslav. J. dahn ..... .. EA BL FRA 


Studien über die Inntalterrassen. ‘Von Di. 0. Ars; rer. ae einer 
Tafel (Nr. V) und 17 Zinkotypien im Text ı. L.. 0... re 


Über eine neue Krabbe’ (Cancer Bittneri n. sp). aus dem miocänen Sand- 


steine von Kalksburg bei. Wien. Van -Franz Toula. Mit. 5 Text- . 
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ihrer Aufsätze verantwortlich. 


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iesellschufts- Kuchärnekerei Brüder Hollinek, he dd Präberemrate ® 


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wien, 1904: 
gedlogis schen Reichsanstalt. 


AIR 4 


Bi SR eae: der! 


“R Lechner Mi, Müller), k. u, k. Hofbuchhandlung, 
ar uf, Graben 31. 


Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau 
in Böhmen. 
Von K. Richter. 


Mit drei Zinkotypien im Text. 


Einleitung. 


Der 418 m hohe bewaldete sogenannte Kalkberg, dessen Kalk- 
steinlager in der vorliegenden Arbeit besprochen werden soll, liegt 
an der böhmischen Nordseite des Isergebirges bei dem Dorfe Raspenau, 
am linken Ufer der hier in nordwestlicher Hauptrichtung fließenden 
Wittig. Bisher hat der Raspenauer Kalkstein, obwohl er nicht selten 
in der Literatur angeführt wird, weder eine eingehendere geologische 
noch mineralogische Bearbeitung erfahren. Da die geologischen Ver- 
hältnisse, besonders was das Liegende und Hangende betrifft, infolge 
des weit vorgeschrittenen Abbaues im einzelnen schon jetzt nur noch 
mit Schwierigkeit zu erkennen sind, so scheint es angebracht, das 
Gebiet einer genauen Untersuchung zu unterziehen, ehe noch die 
Lagerungsverhältnisse durch die Materialgewinnung ganz unkenntlich 
gemacht werden. Um nur eins zu erwähnen, sei hier angeführt, 
daß zum Beispiel die hangenden Gesteine schon jetzt nur noch in 
einer ganz geringen Erstreckung annähernd deutlich erkennbar erhalten 
sind und daß der weitere Abbau sie vielleicht schon in wenig Jahren 
beseitigt haben kann. 

Bevor näher auf das Geologische eingegangen wird, soll zunächst 
eine Zusammenstellung derjenigen kurzen Angaben — soweit sie dem 
Verfasser bekannt geworden sind — angeführt werden, die bis jetzt 
über das zu behandelnde Gebiet vorliegen. 


1822. Dlask. Versuch einer Naturgeschichte Böhmens. Prag. Hier wird Seite 310 
bloß erwähnt, daß „Urkalk, durch den gänzlichen Mangel an Versteinerungen 
wesentlich von dem Flötzkalk unterschieden“, außer an anderen Orten auch 
„bei Raspenau im Isergebirge“ vorkommt. 

1859. Joh. Jokely, Jahrb. d. k. k. geolog. R.-A. X. 382. 

1866. A. Fritsch, Sitzungsbericht der böhmischen Gesellschaft der Wissen- 
schaften 36. 

1866. A. Fritsch, N. Jahrb. f. Min. u. s. w. 352. 

1867. J. Roth, Erläuterungen zur geognostischen Karte vom niederschlesischen 
Gebiete und den umliegenden Gegenden. 27. Berlin. 

1868. G. Menzel, Physiographie des Isergebirges und seiner nächsten Umgebung, 
mit Rücksicht auf Land- und Forstwirtschaft. 37. Reichenberg und Friedland. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (K. Richter.) 33 


170 K Richter. [2] 


1869. Krejdi, Archiv der naturwissenschaftlichen Landesdurchforschung von 
Böhmen. 1. Bd., 2. Abteilg. 19. Prag. Hier finden sich ferner Angaben über 
das Eozoon von A. Fritsch (247) und die mineralogisch - chemische Unter- 
suchung desselben von Hoffmann (252). 

1875. Kalkowsky, Über den Salit als Gesteinsgemengteil. Min. Mitteilgn. 50. 

1892. Blumrich, Einige Mineralien vom Kalkberge bei Raspenau (Nordböhmen). 
Tschermaks min. u. petr. Mitteilgn. 13. Bd. 257. 

1892. Katzer, Geologie von Böhmen. 42. 465, 476, 481. 482. Originalangaben 
bringt Katzer allerdings nicht. 


Geologische Übersicht. 


Am Anfange dieses kurzen geologischen Teiles sei zunächst 
bemerkt, daß es nicht Zweck der nachfolgenden Ausführungen ist, 
eine spezielle geologische Beschreibung der Gegend um Raspenau zu 
liefern, sondern daß die geologischen Verhältnisse nur so weit berück- 
sichtigt werden sollen, als für die richtige Auffassung des Kalkstein- 
lagers nötig erscheint. 


Fig. 1. 
Maßstab: 1:25.000. 


Mildenau Hundshübel 


\ A ss; . \ 
@ — Öberer oder Wildner’scher Bruch. 
ö = Unterer oder Ressel’scher Bruch. 

Wo keine nähere Bezeichnung angegeben ist (West-, Nord- und Ostseite des Kalk- 


berges), findet sich weder anstehendes Gestein, noch gestatten Lesestücke eine 
absolut sichere Angabe. 


[3] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. ik 


Es muß zunächst auf die verschiedenen Anschauungen betreffs 
der Einlagerung des Kalksteines eingegangen werden, die einerseits 
Jokely, dem sich Katzer anschließt, andererseits Roth und Krejti 
vertreten haben. Nach Joke&ly liegt der Kalkstein in Phyllit, nach 
den letzteren beiden Autoren aber in Glimmerschiefer, den 
Krejöi als „quarzigen Glimmerschiefer* bezeichnet hat. Auf Grund 
der mikroskopischen Untersuchung hat sich nun ergeben, daß die 
Ansicht von Roth und Krejti die richtige isst Der Glimmer- 
schiefer, der später noch beschrieben werden wird, ist gegen- 
wärtig nur noch in geringem Umfange auf der Ostseite des Kalkberges 
anstehend erhalten. Er hat ein Streichen von NO—SW bei 
einem mittleren Einfallen von 40% nach NW. Auf der Höhe 
des Berges tritt in seinem Hangenden ein heller Gneisglimmer- 
schiefer zutage, der mit dem eigentlichen Glimmerschiefer 
Streichen und Fallen gemeinsam hat. Er steht allerdings nur noch 
in einigen unbedeutenden Resten an. Eigentümlicherweise erwähnen 
weder Jokely, Roth und Krejci das Vorkommen desselben, noch ist 
er auf der österreichischen und auf Roths geologischer Karte ange- 
geben. Auf der Südseite des Kalkberges schiebt sich quer zur Streich- 
richtung des Glimmerschiefers zwischen den Berg und den südlich 
von ihm erscheinenden Granit eine schmale Zunge eines gestreiften 
Gneises ein, die auch Joke&ly erwähnt. Ihre Begrenzung einerseits 
durch den Berg, andererseits durch den Granit kann allerdings nicht 
scharf bestimmt werden, da der Gneis anstehend nirgends zutage 
tritt und man nur auf Lesestücke angewiesen ist. (Fig. 1.) Nach 
Westen zu scheint sich dieser Gneisstreifen zu verbreitern und sogar 
noch auf den Nordabhang des Berges überzugreifen. 


Der petrographisch-mineralogischen Beschreibung soll folgende 
Anordnung zugrunde gelegt werden: 


A) Der Kalkkomplex nebst seinem Hangenden und Liegenden. 
B) Der Glimmerschiefer. 

C) Der Gneisglimmerschiefer. 

D) Der gestreifte Gneis. 


A. Der Kalkkomplex nebst seinem Hangenden 
und Liegenden. 


Der dem Glimmerschiefer untergeordnete Kalkstein ist auf der 
Ost- und Südseite des Kalkberges in einer Reihe von Brüchen gut 
aufgeschlossen, von denen allerdings gegenwärtig nur drei in Betrieb 
sind !). Die beiden größten derselben, die auch das meiste zu dieser 
Arbeit verwendete Material geliefert haben, sind der obere oder 
Wildner’sche und der untere oder Ressel’sche Bruch. Der 
erstere liegt am oberen Ostabhange des Berges, der letztere weit unten 
an demselben, noch jenseits der Friedland-Reichenberger Bahnlinie. 

Als Mittel vieler Messungen kann für den Kalkstein ein NO— 
SW-Streichen und ein Einfallen von 40° nach NW an- 


1) Die Angaben beziehen sich auf den Sommer 1903. 
23* 


172 K. Richter, [4] 


gegeben werden. Es wiederholt sich also hier das Streichen und 
Fallen des Glimmerschiefers, in welchem der Kalkstein sonach eine 
konkordante Einlagerung bildet. — In ihrer Meinung über 
die Natur derselben stimmen Jok&ely und Krejöi darin über- 
ein, daß sie beide den Kalkstein des Kalkberges für ein lager- 
förmiges Vorkommnis halten. Aber während er nach Krejti 
als „ein in einige Bänke abgesondertes Lager“ auftritt, glaubt Jokely, 
daß er drei durch Phyllit getrennte Lager bildet. Letzterer Ansicht 
entsprechend ist der Kalkstein auch auf der nicht publizierten öster- 
reichischen geologischen Karte im Maßstabe von 1:75.000 in drei 
parallelen Zügen angegeben. — Von den unteren am Fuße des Berges 
liegenden Kalkpartien nimmt Joke&ly an, daß sie „wahrscheinlich 
bloß verworfene Teile“ der weiter oben befindlichen Kalkmasse seien. 
Es würde also da besonders der Ressel’sche Bruch in Betracht 
kommen. Und in der Tat zeigt der Kalkstein hier ganz unregelmäßige 
Lagerungsverhältnisse, die sich am einfachsten und natürlichsten durch 
die Annahme erklären lassen, daß er nur eine abgesunkene Partie 
des höher liegenden Kalksteinkomplexes ist. Zur Begründung sei an- 
geführt, daß hier weder Streichen noch Fallen mit den oben für 
den Glimmerschiefer und Kalkstein angegebenen Messungen überein- 
stimmen, ferner, daß nur hier Schichtenwindungen in größerem Maßstabe 
und kleine Verwerfungen mit einer Sprunghöhe von 2 cm beobachtet 
wurden, die infolge einer schwarzen Bänderung des Kalksteines gut 
zu erkennen waren. 

Während also Krej®i und Joke&ly diesen Kalkstein für ein 
oder einige Lager halten, ist der Verfasser der vorliegenden Arbeit 
zu der Ansicht gelangt, daß er wahrscheinlich eine dem dortigen 
Glimmerschiefer konkordant untergeordnete einheitliche linsen- 
förmige Einlagerung bildet, deren Längsdurchmesser mit der 
angeführten Streichrichtung zusammenfällt. Abgesehen von den ver- 
worrenen Lagerungsverhältnissen im unteren Bruche schwankt näm- 
lich auch in den anderen Brüchen die Streichrichtung immer um 
kleine Differenzen, die aber doch so gering sind, daß die Auf- 
stellung eines mittleren Wertes keine Schwierigkeiten macht. Diese 
Schwankungen lassen sich am einfachsten durch die Annahme erklären, 
daß der Kalkstein in Form einer Linse auftritt, die infolge ihrer 
Gestalt fortwährende kleine Abweichungen vom mittleren Streichen 
sogar nötig macht. — Die mutmaßliche Linse ist allerdings gegenwärtig 
nur noch in ihrem südwestlichen Teile vorhanden, während die nord- 
östliche Fortsetzung — wohl hauptsächlich durch die denudierende 
Wirkung der Wittig — abgetragen ist und höchstens noch in Resten 
unter den Alluvien des Wittigtales erhalten sein dürfte. 

Außer dem auf der Ost- und Südseite des Kalkberges aufge- 
schlossenen Kalkstein tritt noch auf dem unteren Nordabhange in 
der Nähe des Raspenauer Bahnhofes eine kleine Partie 
Kalkstein zutage. Soweit sich an diesem geringen Vorkommnis fest- 
stellen läßt, stimmen Streichen und Fallen mit den für die Hauptkalk- 
masse angeführten Angaben überein. Doch können die auf so engem 
Raume vorgenommenen Messungen nicht auf unbedingte Richtigkeit 
Anspruch machen. — Es wäre nun zu entscheiden, ob dieser Kalk- 


[5] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 173 


stein am Bahnhofe noch mit der großen Kalklinse in Beziehung zu 
bringen ist oder ob er vielleicht einer kleineren Nebenlinse angehört, 
die parallel der vorigen eingelagert ist. Daß die Hauptlinse sich bis 
zum Bahnhofe erstrecken sollte, ist trotz ihres nordwestlichen Einfallens 
nicht sehr wahrscheinlich, und es fehlen auch andere Aufschlüsse, die 
Klarheit verschaffen könnten, auf dieser Seite des Berges vollständig. 
So muß vorläufig jene zweite Möglichkeit als die wahrscheinlichere 
gelten und es läßt sich ferner vermuten, daß der Kalkstein, der nach 
Roth einst im Wittigbett bei der Raspenauer Kirche zu- 
tage trat, ebenfalls mit dieser Nebenlinse in Verbindung zu bringen 
ist. G. Rose hat, wie Roth in seinen „Erläuterungen“ angibt (Seite 7), 
an dem in der Wittig anstehenden Kalkstein ein Streichen h 5 bei 
nordwestlichem Einfallen bestimmt, und diese Angabe steht mit der 
an dem Kalksteine beim Bahnhof gemachten Messung in Einklang, 
so daß ein Zusammenhang beider Vorkommnisse wohl nicht zu be- 
zweifeln ist. Auch Krejöi erwähnt diesen in der Wittig hervor- 
tretenden Kalk noch, der aber jetzt nicht mehr aufgefunden werden 
kann. Wahrscheinlich ist er beim Bau der dortigen Ufermauer beseitigt 
worden. Dieser kleineren Nebenlinse gehört natürlich auch der Kalk- 
stein an, der bei der Anlage eines Brunnens beim Bahnhofe angebohrt 
wurde. Nähere Angaben über die Nebenlinse können infolge des 
gänzlichen Fehlens anderer Aufschlüsse nicht gemacht werden. 
Katzer bringt eine von Jok&ly übernommene Notiz, daß auch 
einst bei Mildeneichen Kalkstein vorgekommen sei. Er schreibt 
nämlich Seite 481 bei Erwähnung der Hornblendegesteine, daß solche 
gefunden würden auf dem Raspenauer Kalkberge, „sowie wahrschein- 
lich in der nordöstlichen Fortsetzung dieses letzteren auf einem kleinen 
Hügel bei Mildeneichen, wo sie ebenfalls mit Kalkstein in Verbindung 
standen“. Diese Ortsangabe beruht aber auf einer Verwechselung 
von Mildeneichen mit Mildenau, und der „kleine von Lehm 
begrenzte Hügel“ Jokely’s ist der hinter Mildenau links von der nach 
Neustadt führenden Straße liegende sogenannte Hundshübel!). Jetzt 
ist von dem einst hier gebrochenen Kalksteine nichts mehr zu sehen, 
und so ist man in betreff seines Verhältnisses zu den übrigen Kalk- 
aufschlüssen nur auf Vermutungen angewiesen. Es ist nicht unmöglich, 
daß der Kalkstein des Hundshübels die Fortsetzung und nordöstliche 
Spitze der vorhin angenommenen Nebenlinse gewesen ist. Doch könnte 
man ebensogut auch annehmen, daß er einer zweiten noch kleineren 
Nebenlinse angehört habe; denn daß es sich hier nur um ein unbe- 
deutendes Vorkommnis gehandelt hat, folgt daraus, daß der Abbau 
schon vor vielen Jahren aufgegeben worden ist und daß sich nicht 
einmal mehr Spuren des hier gewonnenen Kalksteines auffinden 
lassen. — Jetzt stehen am Hundshübel nur noch geringe Reste eines 
dunkelgrünen schiefrigen Gesteines an, das sich durch die mikro- 
skopische Untersuchung als ein Hornblendeschiefer erwiesen hat, der 
ein mit dem Glimmerschiefer und dem Kalksteine der Haupt- und 


!) Mildeneichen liegt nämlich nicht nordöstlich, sondern fast südöstlich vom 
Kalkberge; für Mildenau aber stimmt die von Jokely und Katzer angegebene 
Richtung. 


174 K. Richter. [6] 


Nebenlinse übereinstimmendes Streichen und Fallen besitzt. Er ist 
aller Wahrscheinlichkeit nach im Hangenden des hier einst vor- 
gekommenen Kalksteines aufgetreten. Da nun als sicher gelten kann, 
daß letzterer dasselbe Streichen und Fallen wie sein Hangendes 
gehabt hat, so läßt sich mit Hilfe des Amphibolschiefers der Schluß 
ziehen, daß der Kalkstein des Hundshübels eine dem übrigen Kalk- 
steine konkordante Lagerung besessen hat. 


Im direkten Hangenden der Hauptlinse am Kalkberge 
erscheint ein dunkelgrünes Gestein von massigem Habitus, das keinerlei 
Andeutungen einer Schichtung erkennen läßt. Es ist, wie schon am 
Eingange hervorgehoben wurde, nur noch in einer ganz geringen Er- 
streckung anstehend erhalten, und zwar im Wildner’schen Bruche. 
Jokely, auf dessen Angabe sich Katzer stützt, hat es seinerzeit als 
ein „Amphibolgestein“ bezeichnet. Nach Roth soll ein „Hornblende- 
schiefer“ das Hangende sein, und auch noch Blumrich, von dem 
die letzte auf das vorliegende Gebiet bezügliche Notiz stammt, spricht 
von einem „Hornblendeschiefer“ als Hangendem. Nun besitzt dieses 
hangende Gestein aber, wie schon erwähnt, einen durchaus massigen 
Habitus, so daß man esauf keinen Fall als einen Schiefer ansprechen 
kann. Es ist aber überhaupt kein Amphibolgestein, sondern wie die 
mikroskopische Untersuchung gezeigt hat, en Pyroxengestein. 
Dasselbe geht allerdings nach oben in einen deutlich geschichteten 
Hornblendeschiefer über, der wohl die Veranlassung gewesen ist, daß 
Jokely, Roth und Blumrich auch das unter ihm liegende dichte 
Gestein für ein Amphibolgestein gehalten haben. Die Angabe von 
Krej@i, der sonderbarerweise „rote streifige Gneise“ als Hangen- 
des bezeichnet, bedarf nach den vorangegangenen Erörterungen erst 
keiner besonderen Zurückweisung mehr. 


Im Liegenden des Kalksteines sollen sich nach Jokely „be- 
reits unter diluvialem Lehm angeblich ebenfalls Amphibolgesteine“ 
befinden, und auch Roth gibt „Hornblendeschiefer* als Liegendes 
an. Es ist jedoch zur Zeit nur noch in einer äußerst geringfügigen 
Partie am Eingange eines Stollens anstehend zu sehen, der vor einigen 
Jahren durch Verrollen plötzlich sichtbar wurde und den man mit 
dem einst unter Wallenstein besonders stark betriebenen Eisenberg- 
bau in Zusammenhang gebracht hat!). Durch die mikroskopische 
Untersuchung wurde aber festgestellt, daß dies liegende dunkel- 
grüne Gestein ebenfalls kein Amphibolit, sondern ein mit dem un- 
mittelbaren Hangenden identisches Pyroxengestein ist. 

Für das Kalksteinvorkommen beim Bahnhofe können 
gegenwärtig weder die liegenden noch hangenden Gesteine anstehend 
gefunden werden. Doch soll nach glaubwürdiger mündlicher Angabe 
hier einst ein grünes schiefriges Gestein angestanden haben, das außer- 
ordentlich granatreich war. Es läßt sich sonach vermuten, daß das- 
selbe eingranatführender Hornblendeschiefer gewesen ist. 


Am Schlusse der vorangegangenen Ausführungen sollen die 
Hauptergebnisse zusammengestellt werden. 


!) Siehe die geschichtlichen Angaben am Schlusse der Arbeit. 


[7] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 175 


1. Der Raspenauer Kalkstein ist wahrscheinlich eine dem dortigen 
Glimmerschiefer konkordante linsenförmige Einlagerung, mit welchem 
er ein NO—SW-Streichen und das Einfallen von 40° nach NW ge- 
meinsam hat, 

2. Die Hauptlinse wird vermutlich von zwei kleineren parallel 
gelagerten Nebenlinsen begleitet. 

3. Die untersten an der Ostseite des Kalkberges befindlichen 
Kalkpartien sind wahrscheinlich bloß verworfene Teile der höher 
liegenden Hauptmasse des Kalksteines, wie die unregelmäßige Lagerung, 
die Schichtenwindungen und Verwerfungen schließen lassen. 

4, Im Liegenden und Hangenden der Hauptlinse erscheinen 
dunkelgrüne Pyroxengesteine, die im Hangenden nach oben in, Horn- 
blendeschiefer übergehen. 


Die näheren Erörterungen über den Kalkkomplex gliedern sich 
naturgemäß in die Besprechung 


I. des körnigen Kalkes, 
I. der hangenden und liegenden Gesteine. 


I. Der körnige Kalk. 


Die Hauptmasse des gegenwärtig anstehenden körnigen Kalkes 
ist von einer weißen Farbe, die nach den Angaben von Krej£i, 
der ihn als „grauweiß“, von Hoffmann, der ihn als „graulichweiß“, 
-und von Roth, der ihn sogar als „blendend weiß“ bezeichnet, auch 
in früheren Abbauperioden vorgeherrscht hat. Damit stimmt die 
Beobachtung der ältesten Arbeiter überein, die sich nicht besinnen 
können, bedeutendere Massen eines anders gefärbten Kalksteines 
gebrochen zu haben. Kleinere Partien vondunklembisschwarzem 
Kalkstein sind allerdings schon mehrfach vorgekommen, und ich 
selbst sah im März 1903 eine solche an der Südostecke des Wildner- 
schen Bruches und im August desselben Jahres etwa in der Mitte 
dieses Bruches eine 2 m mächtige, der Hauptmasse des Kalkes. kon- 
kordant eingelagerte Bank eines dunklen Kalksteines. _ Ebenfalls im 
oberen Bruche wurden Blöcke eines gelblichen Kalksteines gefunden, 
dessen Färbung, wie die mikroskopische Untersuchung gelehrt hat, 
von einem reichlich vorhandenen blonden Glimmer herrührt. Diese 
selbe Varietät, die in der nachfolgenden speziellen Besprechung als 
Glimmerkalkstein bezeichnet werden soll, hat jedenfalls wie 
das zuletzt erwähnte dunkle Gestein eine bankförmige Einlagerung 
in der weißen Hauptmasse des Kalkes gebildet. Im Ressel’sChen 
Bruche wurde eine Schicht einer grün gefärbten Kalkvarietät von | 
20 cm größter Mächtigkeit beobachtet, welche ihre Färbung einem 
massenhaft eingelagerten mikroskopischen Pyroxen verdankt und 
deshalb bei der späteren Betrachtung als Pyroxenkalkstein an- 
geführt werden wird. Roter Kalkstein fehlte gänzlich }). 

Sämtliche Aufschlüsse zeigen, daß der körnige Kalk in seiner 
ganzen Ausdehnung eine deutliche Schichtung besitzt, die in- 


1!) Derselbe ist nach Aussage der Arbeiter auch früher nicht vorgekommen. 


176 K. Richter. [8] 


folge des Wechselsvongröber- und feinerkörnigen Lagen 
von sehr verschiedener Mächtigkeit und infolge einer der Streich- 
richtung parallel verlaufenden Bänderung stets gut erkennbar ist. 
Letztere Erscheinung war besonders schön bei den an der Nordost- 
ecke des Wildner’schen Bruches anstehenden Kalkmassen zu sehen, die 
von schwarzen und grünen Streifen in ziemlicher Anzahl durchzogen 
wurden, während die übrigen Gesteinspartien dieses Bruches und 
der Kalk im unteren Bruche nur schwarze Bänderung, aber viel 
vereinzelter, zeigten. Nach dem Hangenden zu hört die Streifung 
allmählich auf, wie wenigstens im oberen Bruche konstatiert werden 
konnte. 

Vertikale Absonderung und Klüftung wurden nicht beob- 
achtet. 

Abgesehen von den in einem früheren Zusammenhange bereits 
erwähnten Lagerungsstörungen ließ auch der Kalkstein des Wildner- 
schen Bruches, besonders an der Nordostecke desselben, sehr deut- 
liche Zeichen mechanischer Beeinflussung erkennen. 
Es ist an dieser Stelle zu einer Steilaufrichtung der Schichten ge- 
kommen, und diese Erscheinung war infolge der hier vorhandenen 
Bänderung besonders auffällig. Außerdem aber haben die betreffenden 
Schichten noch eine mehrfache und sehr steile Faltung erfahren, die 
ebenfalls durch die Streifung wieder recht deutlich sichtbar wurde. 
In der Nähe dieses Ortes waren die Bänder anderer, gleichfalls steil 
aufgerichteter Schichten in der Vertikalen S-förmig gebogen worden, 
und eine hier beobachtete krummschalige Ablösung großer Blöcke 
des Kalksteines kann auch nur als eine Folge hohen Druckes auf- 
gefaßt werden. — An einigen Stellen traten in einer grauweißen 
und feinkörnigen Kalkschicht ganze Schwärme von kürzeren Linsen 
und lang ausgezogenen Schmitzen eines gröberkörnigen und rein- 
weißen Kalksteines auf, die mit ihren Längsachsen alle parallel 
eingestellt waren. Die breiteren Linsen hatten eine Durchschnitts- 
länge von 15cm, die sehr schlanken Schmitzen eine solche von etwa 
30 cm. Man wird auch diese Gebilde auf eine Pressung zurückführen 
müssen, und zwar sind zwei Fälle ihrer Entstehung denkbar. Entweder 
wurde eine vorhandene Schicht eines reinweißen Kalksteines in die 
genannten isolierten Gebilde zerdrückt, oder der Kalkstein wurde 
durch starken Druck gewissermaßen aufgeblättert, worauf die ent- 
standenen länglichen Hohlräume mit neu kristallisierendem Kalkspat 
ausgefüllt wurden. Die durch den Gebirgsdruck entstandenen Risse 
und Spalten sind mit einem oft sehr grobspätigen Caleit wieder 
erfillt worden, dessen Spaltflächen bis 6 cm breit gefunden wurden. 
Aus dem Umstande, daß letztere oft gebogen sind und außerdem eine 
dichte, schon makroskopisch deutlich sichtbare, mitunter sogar doppelte 
Zwillingslamellierung besitzen, die nur sekundär sein kann, muß ge- 
schlossen werden, daß noch einmal eine dynamische Beeinflussung 
erfolgte, als sich dieser großspätige Calcit schon gebildet hatte. Die 
Druckeinwirkungen im großen zeigen sich also in einer 
Aufrichtung, Faltung und Biegung der Schichten, in der Entstehung 
von Schmitzen und Linsen grobkörnigen Kalkes innerhalb einer fein- 
körnigen Gesteinsmasse, in krummschaliger Ablösung und in Spalten- 


[9] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. #77 


bildung. Endlich muß am Schlusse dieser Ausführungen erwähnt 
werden, daß im Kalksteine auch fremde silikatische Einlage- 
rungen gefunden wurden. 


Die nun vorzunehmenden speziellen petrographisch-mineralo- 
gischen Untersuchungen über den körnigen Kalk sollen nach folgenden 
Gesichtspunkten angeordnet werden: 


1. Die weiße Hauptmasse des Kalksteines ; 
2. der dunkle und gebänderte Kalkstein; 
3. der Pyroxen- und Glimmerkalkstein ; 

4. silikatische Einlagerungen im Kalkstein. 


1. Die weisse Hauptmasse des Kalksteines. 


Der Kalkstein gibt sich unter dem Mikroskop als ein Mosaik 
meist unregelmäßig eckig oder rundlich aneinanderstoßender Caleit- 
körner zu erkennen, die in grobkörnigen Lagen bis 4 mm breit werden. 
Doch wurden auch — freilich selten und nur in grobspätigen Varie- 
täten — kristallographisch begrenzte Kalkspate gefunden. S 

Die weitverbreitete Zwillingsbildung nach —!/; R (0112) 
ist entweder einfach oder findet nach zwei und — wie Horizontal- 
schnitte zeigen — auch nach allen drei Flächen dieses Rhomboeders 
statt. Die Lamellen sind oft sehr ungleich entwickelt, und während 
die einen das ganze Calcitkorn durchsetzen, brechen andere im Innern 
desselben plötzlich ab. Es scheint ein Zusammenhang einerseits 
zwischen der Dichte der Zwillingsstreifung oder der Zahl der Lamellen 
auf derselben Schnittfläche und andererseits der Zahl der ausgebildeten 
Zwillingssysteme zu bestehen, und zwar derart, daß sich meist nur 
ein System entwickelt hat, wenn die Lamellierung sehr dicht ist‘), 
während bei einer Verzwillingung nach zwei oder gar nach den drei 
Flächen von —!/; R die einzelnen Systeme meist viel weniger 
Lamellen aufweisen als im ersteren Falle. Ein einfach verzwillingter 
Caleit von 0'8 mm Breite zeigte zum Beispiel 60—70, ein anderer, 
doppelt gestreift und 1'2 mm breit, dagegen in der einen Richtung 
nur 14, in der anderen gar bloß drei Lamellen, und die drei Systeme 
eines horizontal geschnittenen und 1'’3 mm breiten Kornes waren mit 
45, 29 und 18 Lamellen vertreten. Einige Male wurde beobachtet, 
daß breitere Zwillingsbänder in ihrem Innern noch einmal dicht ver- 
zwillingt waren. Diese Zwillingstreifung zweiter Ordnung 
kann, da sie bloß in Präparaten gefunden wurde, die auch sonst 
Pressungserscheinungen zeigten, jedenfalls nur als eine Folge hohen 
Druckes aufgefaßt werden. Damit stimmt die Tatsache überein, daß 
F. Rinne derartige Zwillingsbildung zweiter Ordnung künstlich durch 
Anwendung starken Druckes erzeugt hat?). Während aber nach Rinne 


!) Damit soll aber nicht gesagt werden, daß das Vorhandensein nur eines 
Systems von Zwillingsbändern immer mit so dichter Lamellierung verbunden 
sein muß. 

2) F. Rinne, Beitrag zur Kenntnis der Umformung von Kalkspatkristallen und 
von Marmor unter allseitigem Druck. Neues Jahrb. f. Min. usw. 1903, Bd. 1. 169. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (K. Richter.) 24 


178 K. Richter. [10] 


diese Erscheinung nur bei starker Vergrößerung sichtbar wird, konnte 
ich sie in den noch einmal lamellierten Zwillingsbändern, deren 
breitestes einen Durchmesser von 0'08 mm hatte, schon bei gewöhn- 
licher 7Ofacher Vergrößerung erkennen. — Doch gibt es auch Caleite 
ohne Zwillingslamellierung, die dann aber von Spaltrissen durch- 
setzt werden. Oft zeigt dasselbe Individuum jedoch Spaltbarkeit 
neben der Zwillingsbildung, und zwischen beiden Erscheinungen ist 
dann eine Beziehung insofern zu erkennen, als bei sehr großer Zahl 
der Spaltrisse in der Regel nur wenig oder gar keine Zwillingstreifen 
ausgebildet sind. Es sei.noch bemerkt, daß bei solchen Schnittlagen, 
bei denen man zwei ausgebildete Spaltsysteme erwarten sollte, viel- 
fach nur eines derselben entwickelt ist. 

Die infolge der hellen Färbung vermutete Homogenität der 
Hauptmasse des Kalkes ist, wie der in Säuren unlösliche Rückstand 
und die mikroskopische Untersuchung zeigen, in Wirklichkeit nicht 
vorhanden. Vielmehr ist auch in reinweißem Marmor dem Kalkspat 
immer eine Menge Mineralien untergeordnet. 

An erster Stelle unter ihnen steht, was Häufigkeit des Vor- 
kommens betrifft, ein aus Olivin hervorgegangener grüner bis gelblicher 
Serpentin. Der früher bedeutendere Serpentinreichtum hat im Laufe 
der Zeit, je mehr der Abbau in das Innere des Kalkkomplexes vordrang, 
immer mehr abgenommen, und schon Jok&ly bemerkt 1859: „Ophiol- 
artige Lager finden sich gegenwärtig seltener als sonst im Kalkstein“. 
(Soll wohl heißen „ophicaleitartige“ Lager.) — Im oberen Bruche (Öst- 
seite des Kalkberges) werden gelegentlich noch bis kopfgroße Serpentin- 
partien angebrochen. Sonst aber findet sich Serpentin nur noch in kleinen 
Nestern bis Faustgröße und in breiteren Bändern, schmalen Streifen 
und Adern, die mitunter der Streichrichtung des Kalkes parallel ver- 
laufen, ihn aber auch ganz unregelmäßig durchziehen. — Noch ser- 
pentinärmer ist zur Zeit der untere Bruch (Ostseite des Berges), und 
es scheint, als ob die unteren Kalkpartien an und für sich weniger 
Ophicaleit enthielten; denn Roth erwähnt schon 1867 das Vorkommen 
von Serpentin überhaupt nur für den oberen Bruch. Die Umrisse 
der abgerundeten, bis 3 mm großen Olivine, deren Umwandlung den 
Serpentin geliefert hat, sind unter dem Mikroskop oft noch zu er- 
kennen. Eisenerzausscheidung hat nicht stattgefunden. Als einziges 
Accessorium enthält der Serpentin grünlichen, schwach, aber deutlich 
pleochroitischen Muscovit. InZusammenhang mit dem Serpentin müssen 
die Bänder und Adern von grünem, seidenartig schimmerndem Chry- 
sotil erwähnt werden, die sowohl den Ophicaleit durchziehen, als auch 
unabhängig von ihm in serpentinfreien Kalkpartien gefunden werden. 
Die meisten durchsetzen ihr Nebengestein in allen möglichen Richtungen, 
nur wenige verlaufen parallel der Streichrichtung des Kalksteines. 
Die größte Breite der Chrysotilschnüre, deren parallele, optisch posi- 
tive Fasern senkrecht auf der Längserstreckung des Bandes stehen, 
betrug 2 cm. Mitunter besteht ein Chrysotilstrang aus mehreren Lagen; 
zum Beispiel wurde ein 1'5 cm breites, aus drei Faserschichten ZU- 
sammengesetztes Vorkommnis gefunden. 

Früher ist, entsprechend dem größeren Serpentinreichtum, nach 
Aussage der Arbeiter auch der Chrysotil, von ihnen als „Faserstein“ 


[11] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 179 


bezeichnet, häufiger vorgekommen als jetzt. Damit stimmt folgende 
Angabe Menzels überein: „Dieser Ophicaleit ist oft von Schnüren 
des gemeinen Asbest durchzogen.* Krejöi berichtet, daß der Chry- 
sotil einzelne Kalksteinbänke voneinander getrennt habe. 

Abgesehen von den Olivinanhäufungen, welche zur Entstehung von 
kompaktem Serpentin geführt haben, kommen auch kleine Schwärme 
von vereinzelten Olivinen vor, die in grobkörnigem Kalk bis 
3 mm groß werden!). Die größeren sind immer länglich oval gestaltet, 
die kleineren aber auch automorph ausgebildet; zum Beispiel wurden 
regelmäßige Schnitte nach dem Makropinakoid (100) beobachtet. Man 
trifft in demselben Schliffe die Olivine in allen Stadien der Serpentin- 
bildung an, von ganz frischen und solchen, die eben erst mit Eisenerz- 
ausscheidung begonnen haben, bis zu vollständig umgewandelten, welche 
die für die Olivinserpentinisierung charakteristische Maschenstruktur 
sehr schön zeigen. Wie ungleich die Olivine selbst auf so engem Raume 
zusammengesetzt sein können, beweist der Umstand, daß, während die 
meisten bei ihrer Umwandlung am Rande und im Innern sehr viel 
Eisenverbindungen ausgeschieden haben, andere Serpentinschnitte in 
demselben Präparat nichteine Spur davon aufweisen. Mancher Olivin- 
schnitt zeigt außer Serpentin, Eisenerz und frischen Oilivinkernen noch 
Caleit. In feinerkörnigem Kalkstein werden bisweilen runde und 
wasserhelle, stets frische Olivine von 0'15 mm Maximalgröße gefunden. 

Mit dem aus vereinzelten Olivinen entstandenen Serpentin ist 
nicht selten eine unregelmäßig gestaltete farblose Hornblende mit Spalt- 
barkeit und Querabsonderung, Tremolit, verwachsen. Es würde nahe 
liegen, sie als Neubildungsprodukt bei der Serpentinisierung aufzu- 
fassen, wenn sie nicht auch neben Olivin und Serpentin noch isoliert 
vorkäme. Deshalb ist wohl nur an eine primäre Verwachsung mit 
Olivin zu denken. Der Tremolit zeigt seinerseits an den Rändern und 
den Rissen der. Querabsonderung ebenfalls Serpentinbildung, die aber 
nie so weit wie beim Olivin vorgeschritten ist. — Außer in olivin- 
führendem Kalkstein ist Tremolit, dessen Maximalauslöschung 17° 
beträgt, auch sonst ein verbreiteter accessorischer Gemengteil. Er 
bildet dann jedoch zum Unterschiede von den eben besprochenen un- 
regelmäßig begrenzten Vorkommnissen immer in der Prismenzone gut 
entwickelte Säulen ohne terminale Flächen, die oft parallel gelagert 
sind, mitunter auch nesterartige Anhäufungen bilden und fast immer 
Querabsonderung und prismatische Spaltrisse aufweisen. Diese Tremolit- 
säulen schließen vielfach hellgrünliche, gerundete Körnchen, wahr- 
scheinlich Pyroxen, ein. — In diesem Zusammenhange soll ein anderes 
gleichfalls vielfach serpentinisiert vorliegendes Mineral erwähnt werden, 
der Chondrodit. Die gelbe Farbe und der Pleochroismus (Wechsel 
von gelb und farblos) charakterisieren seine runden, lebhaft polari- 
sierenden Körner gegenüber dem ebenfalls lebhaft polarisierenden 
Olivin sehr gut. Der Chondrodit, der bei seiner Umwandlung in Ser- 


!) Derartige Olivinschwärme sind wohl für A. Fritsch die Veranlassung 
gewesen, hier das Vorkommen eines Eozoon zu konstatieren, das sich vom kanadischen 
durch eine größere Ungleichheit in der Kammerung unterscheiden sollte und das er 
als Kozoon bohemicum bezeichnet hat. Fritsch trat mit Krej®&i für die organische 
Natur des Eozoon ein, während Roth sich für seine anorganische Natur entschied. 


24* 


180 K. Richter. [12] 


pentin Eisenerz ausgeschieden hat, wurde nur in feinkörnigem Kalk- 
stein beobachtet, in dem er zusammen mit farblosen Granatkörnern 
und feinstrahligen Glimmeraggregaten kleine nesterartige Anhäufungen 
bildete. 

Nicht selten kommt in breiten Schuppen und radialfaserigen Ag- 
gregaten ein farbloser Glimmer vor. Bei der optischen Untersuchung 
ergab sich die auffallende Tatsache, daß, während bei den bisher ge- 
prüften Glimmern c spitze negative Bisektrix ist, bei diesem sich c 
als spitze positive Bisektrix erwies. (Das heißt also c sehr angenähert 
= c.) Dieselbe weicht in einigen Fällen von der Vertikalachse bis 3° 
ab. Der Achsenwinkel des nach o P oft dicht zwillingslamellierten 
Glimmers beträgt 40—42°, | 

Quarz sitzt, doch nur in seltenen Fällen, im Kalkstein in 
kleinen Knollen bis über Nußgröße und mitunter als mikroskopische 
Füllmasse. Er ist aber kein häufiges Accessorium. Die Angabe von 
Menzel, nach welcher der Kalkstein unterhalb des Hangenden, das 
er als einen „Schiefer“ bezeichnet, „Quarzkörner bis zur Größe einer 
Erbse“ enthält, konnte nicht geprüft werden, da der Kontakt zwischen 
dem Kalksteine und dem geringen noch erhaltenen Reste der hangenden 
Gesteine nicht mehr zugänglich war. — Noch seltener erscheinen ein 
makroskcpisch grüner, mikroskopisch aber nur äußerst schwach grün- 
licher und nicht pleochroitischer Chlorit, kleine eckige Körnchen von 
grünem Spinell, runde gelbliche Titanite und lavendelblau polari- 
sierende Zoisitkörner. — Von Erzen sind vertreten: Magnetkies, 
Pyrit und Magnetit, die sich gelegentlich alle drei in demselben 
Schliffe vorfinden, von denen aber nur der Magnetit kristallographische 
Ausbildung besitzt. In bezug auf Häufigkeit steht Magnetkies an erster 
Stelle. Er bildet mit Pyrit nicht selten Verwachsungen, und zwar sind 
beide entweder randlich aneinandergelagert, oder der Pyrit wird all- 
seitig von Magnetkies eingeschlossen. Der letztere ist, entweder ein- 
gesprengt oder als Spaltenmineral, vielfach schon makroskopisch zu 
erkennen. Nach Menzel, der — freilich selten erscheinende — 
Kalkpartien „mit eingesprengtem Schwefelkies* erwähnt, gehört auch 
der Pyrit zu den makroskopischen Accessorien des Kalksteines. 

Endlich muß — zugleich in Beziehung auf die chemischen Ver- 
hältnisse des Kalksteines — noch auf den Dolomit eingegangen 
werden, der besonders, allerdings in sehr wechselnden Mengenver- 
hältnissen, den feinkörnigen Schichten eigen ist, so daß also in diesen 
Fällen dolomitischer Kalkstein vorliegt, dessen Dolomit in vereinzelten 
Individuen und in Aggregaten erscheint. Bei der mikroskopischen Unter- 
suchung dieses feinkörnigen dolomitischen Kalksteines ließen sich vier 
Unterschiede zwischen Dolomit und Caleit konstatieren. 

a) Den Dolomitindividuen fehlen meist Spaltrisse und fast regel- 
mäßig Zwillingslamellen. Sind Spaltrisse — dann aber immer nur in 
ganz geringer Zahl — vorhanden, so ist gewöhnlich nur ein System 
derselben entwickelt. Dasselbe gilt von den sehr viel seltener zu be- 
obachtenden Zwillingsstreifen. Der Kalkspat dagegen besitzt stets be- 
deutend mehr Spaltrisse und Zwillingsbänder. 

b) Die Dolomitindividuen lassen mehr oder weniger deutlich die 
Tendenz erkennen, ihre äußere kristallographische Gestalt zur Aus- 


[13] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 181 


bildung zu bringen, während die Oaleite stets ganz regellose Umrisse 
haben und nie die geringste Andeutung einer gesetzmäßigen Begrenzung 
aufweisen. Es kommt also hier der zuerst von Renard!) betonte, 
dann auch von Vogt?) erwähnte Gegensatz, daß die Dolomite im all- 
gemeinen besser rhomboedrisch konturiert seien als die Calecite, sehr 
deutlich zur Geltung. 

c) Die Dolomite sind — in demselben Schliffe — meist annähernd 
von gleicher Größe, und so veranlassen sie im Verein mit ihrem Be- 
streben nach kristallographischer Umgrenzung eine deutliche zucker- 
körnige Struktur in solchen Partien des dolomitischen Kalksteines, 
in denen sie gegenüber den Kalkspaten vorwiegen. Letztere wechseln 
dagegen — auch in demselben Präparat — in ihrer Größe viel 
mehr und sind gewöhnlich viel größer als die Dolomite, welche nie 
die Größe der Caleitkörner erreichen. 

d) Der Kalkspat des dolomitischen Kalksteines ist meist durch 
massenhaft eingelagerte staubartige Interpositionen grau getrübt; der 
Dolomit aber, im Vergleich zu ersterem immer nur äußerst schwach 
verunreinigt, erscheint ganz hell. Dieser Farbengegensatz erleichtert 
sehr die Unterscheidung beider Mineralien. Daß die hellen, unge- 
trübten Schnitte tatsächlich Dolomit waren, ergab die bekannte 
Lemberg’sche Reaktion, nämlich die Behandlung eines Präparates mit 
Fe,Cl, und die nachfolgende Färbung mit (NA,) 5; denn während 
sich die grauen Caleite mit einer dichten Schicht von schwarzem 
Eisensulfid bedeckt hatten, waren die farblosen Stellen völlig unange- 
sriffen geblieben und erwiesen sich eben durch dieses Verhalten als 
Dolomit. Die in dieser Weise behandelten Schliffe geben zugleich 
eine sehr gute Vorstellung von der ungleichen Beteiligung des Dolo- 
mites und Kalkspates an der Zusammensetzung verschiedener Schichten 
des dolomitischen Kalkes. Vielfach bildet der Dolomit in größeren 
Kalkspatkörnern Einschlüsse, mitunter oval bis fast kreisrund ge- 
staltet, und auch in diesem Falle kommt der vorhin erwähnte Farben- 
gegensatz zum Ausdruck, der auf den ersten Blick eine Unterscheidung 
beider Mineralien ermöglicht. 

Wurden Schliffe von grobkörnigem Gesteine der Lemberg’schen 
Reaktion unterworfen, so blieben entweder gar keine oder nur wenige 
und geringfügige Stellen ungefärbt, woraus folgt, daß der grobspätige 
Kalk ein fast reines Caleiumkarbonatgestein ist. Da grobkörnige Kalk- 
schichten unmittelbar mit feinerkörnigen Lagen von dolomitischem 
Kalkstein wechsellagern, so ist die Annahme, letztere könnten etwa 
aus ersteren ihre Entstehung genommen haben, hier wohl ausge- 
schlossen. 

Diese abwechselnde Beteiligung des Dolomites in den fein- und 
grobkörnigen Schichten bedingt eine große Verschiedenheit des Kalk- 
steines in chemischer Hinsicht, um so mehr, als natürlich der Dolomit- 
gehalt in den verschiedenen feinkörnigen Lagen selbst wieder 
Schwankungen zeigt. Daraus folgt, daß sich allgemein gültige Angaben 
über die Beteiligung des kohlensauren Kalkes und der kohlensauren 


!) Renard, Bull. de l’acad. r. de Belgique. 1879. 541. 
2) Vogt, Salten vog Ranen. Kristiania. 1891. 211. 


182 RT; K. Richter. [14] 


Magnesia gar nicht machen lassen. Als Beweis für die große Ver- 
schiedenartigkeit der chemischen Zusammensetzung des Kalksteines 
seien aber wenigstens einige der älteren vorliegenden Analysen ange: 
geben. Analyse I, von Rammelsberg, findet sich in Roth’s 
„Erläuterungen“. Die Analysen II und III, von Hoffmann, finden 
sich mit noch anderen in dem in der Literaturangabe angeführten 
Bande des Archivs der naturwissenschaftlichen Landesdurchforschung 
von Böhmen. II bezieht sich nach Hoffmann auf einen „graulich- 
weißen und schwarz geäderten Kalkstein“, III auf einen „graulich- 
weißen feinkörnigen, durchscheinenden Doiomit“. 


T II LI 
040057. „2.0081. C0O OUTLET: A 
Mg9CO, : . . 2452 MgCO; . . 4708. Mg0O,.. . 20420 
76,0, . . . 024 Rückstand 2552. 720: ALOE 
ae ee, Mückstand ‚mem 
10063 100'132 9,0 0 Magens 
99-3870 


Wechsellagernd mit den Kalkschichten treten auch Schichten 
von reinem Normaldolomit auf (vgl. Analyse III), in welchem den 
Dolomitindividuen verschwindend wenige Calcitkörner beigemenst sind, 
die in manchen Schliffen sogar ganz fehlen. Ehemalige Spalten im 
Dolomit sind immer mit einem gröberkörnigen Aggregat von Kalkspat- 
individuen ausgefüllt, die sich von den kleineren Dolomitkörnern ohne 
weiteres durch ihre zahlreicheren Spaltrisse und besonders durch ihre 
Zwillingslamellen unterscheiden lassen. 

Außer den besprochenen Mineralien enthalten die Calecite oft 
einen dunklen Staub, mit dessen winzigen, nicht näher bestimm- 
baren Körnchen sie mitunter so vollgestopft sind, daß ihre Polarisations- 
farben verdeckt werden. Derartige Calcite haben meist weder Zwillings- 
lamellen noch Spaltrisse entwickelt. Wenn aber, wie vielfach beob- 
achtet wurde, am Rande die fremden Substanzen fehlen, so sind hier 
Spaltrisse entstanden, die jedoch vor der Verunreinigung plötzlich 
abbrechen. In anderen Fällen besitzt nur das Innere eines Kalkspates 
mit dunklem Staub erfüllte Partien, die ebenfalls nicht von den 
Spaltrissen durchsetzt werden. Doch kommen auch anderseits Fälle 
vor, wo in einem sonst schwach durchstäubten und von Spaltrissen 
durchzogenen Caleitkorn sich die staubartigen Interpositionen parallel 
den Spaltrissen besonders dicht eingelagert finden. Vielfach enthält 
der Kalkspat außerordentlich zahlreiche Flüssigkeitseinschlüsse, in 
denen nicht selten bewegliche Libellen beobachtet werden. 

Mechanische Deformationen zeigen sich in Verbiegungen 
der Zwillingslamellen der Kalkspate, die auch oft undulös auslöschen. 
Ebenfalls sind die Tremolitsäulen und Glimmerleisten vielfach gebogen. 
An besonders dynamisch beeinflußten Stellen sind die Kalkspate mit- 
unter zu einem feinpulverigen Grus zermalmt worden. 

Hauptergebnisse: 1. Die weiße Hauptmasse des Kalk- 
steines besteht aus wechsellagernden Schichten eines grobkörnigen, ent- 


[15] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 183 


weder dolomitfreien oder sehr dolomitarmen Kalkes und eines fein- 
körnigen dolomitischen Kalksteines mit sehr wechselndem Dolomit- 
gehalt. Untergeordnet treten auch Lagen von Normaldolomit auf. 

2. In diesen Gesteinsschichten wurden außer Kalkspat und 
Dolomit folgende Mineralien gefunden: Olivin, daraus entstandener 
Serpentin, Muscovit, Chrysotil, Tremolit, Chondrodit, farbloser Granat, 
optisch positiver und farbloser Glimmer, Quarz, Chlorit, Spinell, Titanit, 
Zoisit, Magnetkies, Pyrit, Magnetit. 

3. Von diesen Accessorien sind Serpentin, Chrysotil, Olivin, 
Quarz, Chlorit, Magnetkies und Pyrit schon makroskopisch erkennbar. 

4. Vollständig automorphe Ausbildung besitzen unter den Acces- 
sorien nur bisweilen Olivin und Magnetit. 

5. Dolomit und Kalkspat des “dolomitischen Kalksteines unter- 
scheiden sich in bezug auf Zwillingsstreifung und Spaltbarkeit, kristallo- 
graphische Ausbildung, Größe und Färbung. 


2. Der dunkle und gebänderte Kalkstein. 


Der dunkle Kalkstein von der Südostecke des oberen Bruches ver- 
dankt seine Färbung einem reichlich eingelagerten Fisenerz, das in 
srößeren Körnern und feinen Stäubchen in ihm erscheint. Er ist ein fein- 
körniger, dolomitischer Kalkstein und enthält außer Serpentin und 
dem optisch positiven Glimmer keine Accessorien. Der Serpentin ist 
hier das Umwandlungsprodukt einer Hornblende, deren Querabsonderung 
manchmal gut erkennbar ist, und vielleicht ist das diese Kalkvarietät 
färbende Eisenerz als sekundäres Produkt der Hornblendeserpentini- 
sierung aufzufassen. Der dunkle Kalkstein ist von einem dichten Netz 
weißer Adern durchzogen, die aus gröberkörnigem Oaleit bestehen und 
die natürlich als durch Pressung entstandene und wieder ausgefüllte 
Risse aufzufassen sind. Der Umstand, daß die länglichen Serpentin- 
partien und die Glimmerleisten alle parallel eingestellt sind, ist hier 
jedenfalls auch auf dynamische Einwirkung zurückzuführen. Eben- 
falls feinkörnig ist der dunkle, in sehr hohem Grade dolomitische 
Kalkstein (beinahe reiner Normaldolomit', der in der Mitte des oberen 
Bruches die erwähnte 2 m mächtige Bank bildete. Da das schwarze, 
ihn färbende Pigment, wahrscheinlich eine kohlige Substanz — da 
das Gestein sich schon nach kürzerem Glühen entfärbte — aber 
hier nur spärlich in staubfeiner Verteilung auftritt, so erscheint er 
etwas. heller als die vorige dunkle Varietät. Auch er kennzeichnet 
sich durch Accessorienarmut, indem er nur spärlich verbreitete 
Quarzkörnchen und Glimmerschüppchen besitzt. Druckerschei- 
nungen zeigt er nicht. 

Von den nun zu besprechenden gebänderten Varietäten 
wurden die schwarz gestreiften häufiger als die grün gestreiften 
gefunden. In ihrer mineralogischen Zusammensetzung zeigen die 
schwarzen und grünen Bänder eine Reihe von Verschiedenheiten. 
Nur das Vorkommen von Olivin, respektive von daraus entstandenem 
Serpentin ist allen gemeinsam. 

.Die bis 3 cm breiten schwarzen Streifen erhalten in der 
Hauptsache durch die bei der Serpentinisierung des Olivins. ausge- 


184 K. Richter. [16] 


schiedenen Eisenverbindungen ihre Farbe, an der sich in geringem 
Maße auch kohliges Pigment beteiligt. Sie sind entweder pyroxen- 
haltig oder pyroxenfrei. Der Hauptbestandteil der Bänder 
der letzteren Gruppe ist Olivin-Serpentin, und die Menge der 
Olivine, respektive der Serpentinvorkommnisse ist oft erstaunlich. 
Es wurden zum Beispiel in einem Gesichtsfelde von 0:3 mm Durch- 
messer gegen 30 Olivine von 008 mm mittlerer Größe gezählt. 
Vollständig frische Olivine liegen vielfach neben gänzlich serpen- 
tinisierten. Meist erscheinen sie in abgerundeten, mitunter ovalen 
und fast kreisrunden Durchschnitten; doch wurden auch automorphe 
gefunden. Auffallend ist es, daß nicht wenige der Olivine bei ihrer 
Serpentinisierung keine Spur von Eisenerz ausgeschieden haben, 
während die meisten Serpentinpartien entweder einen dunklen eisen- 
haltigen Rand besitzen oder im Innern eine Anhäufung solcher Sub- 
stanz zeigen. Nächst Olivinserpentin ist der Glimmer mit der 
abweichenden optischen Orientierung der zweithäufigste Gemensteil 
der pyroxenfreien dunklen Bänder, an deren Zusammensetzung dann 
noch untergeordnet Magnetkies, Pyrit, Zirkon und farblose 
Granatkörner teilnehmen. 

In den pyroxenführenden Bändern treten Olivin und Serpentin 
weit zurück gegen einen vorherrschenden farblosen Pyroxen, 
der immer nur unregelmäßige Körner und längere spindelförmige 
Individuen bildet. An letzteren, die Querabsonderung und Spalt- 
barkeit besitzen, wurde eine Auslöschung von 36—43° gemessen. 
Dieses Verhalten, sowie die Farblosigkeit gestatten wohl, den Pyroxen 
als Glied der Diopsid-Malakolithgruppe zu deuten. Auch hier ist 
der optisch abweichend orientierte Glimmer der zweithäufigste 
Bestandteil. Daneben kommt aber noch zweifelloser Muscovit 
vor, der sich durch die ihm eigene optische Orientierung (c=a) 
von jenem Glimmer sicher unterscheiden läßt. Die naheliegende 
Vermutung, daß die Pyroxenspindeln und Glimmersäulen mit ihrer 
Längserstreckung parallel der Streichrichtung der Bänderung einge- 
stellt seien, trifft nicht zu; sie sind vielmehr ganz regellos angeordnet. 
Granat fehlte den pyroxenhaltigen Streifen, wohl aber fanden sich 
in geringer Verbreitung Magnetkies, Apatit und Titanit- 
körnchen vor. 

Die seltener vorkommenden schmutziggrünen Bänder, bis 
4 cm breit, enthalten als Hauptgemengteil ebenfalls Olivin, der 
gelegentlich noch frisch, meist aber völlig serpentinisiert ist. Der 
Serpentin zeigt zum Unterschiede von demjenigen der schwarzen 
Bänder weder am Rande noch im Innern Eisengehalt. Die grünen 
Bänder gliedern sich in eine glimmerführende und eine glimmer- 
freie Gruppe. Zum Olivinserpentin und Glimmer gesellen sich in 
den Bändern der ersteren Gruppe noch farbloser Granat und 
Magnetkies, während die glimmerfreien Bänder noch Granat, 
Magnetit und sechsseitige Täfelchen und Körner von Eisenglanz 
besitzen. 

Es scheint geboten, die Bänder nach ihrem Mineralgehalt noch 
einmal übersichtlich zu gruppieren, wobei die Reihenfolge der Mine- 
ralien zugleich ihr Mengenverhältnis bezeichnen soll. 


[17] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 185 


1. Schwarze Bänder. 


a) Pyroxenfrei: Olivin-Serpentin, optisch positiver Glimmer, 
Maenetkies, Granat, Pyrit, Zirkon, kohlige Substanz. 

b)Pyroxenhaltig: Pyroxen, optisch positiver Glimmer, Olivin- 
Serpentin, Magnetkies, Muscovit, Apatit, Titanit, kohlige Substanz. 


2. Grüne Bänder. 


a) Glimmerfrei: Olivin-Serpentin, Magneteisen, Eisenglanz, 
Granat. 

b) Glimmerhaltig: Olivin-Serpentin, positiver Glimmer, Magnet- 
kies, Granat. 


3. Der Pyroxen- und Glimmerkalkstein. 


Der Pyroxen, dem der nur im unteren Bruche !) gefundene 
grüne Pyroxenkalk seine Färbung verdankt, erscheint unter dem 
Mikroskop meist noch blaßgrünlich und ist dann bisweilen schwach 
pleochroitisch, oder er ist fast farblos. Kristallographische Begrenzung 
zeigt er nicht einmal andeutungsweise. Vorherrschend sind kleine 
abgerundete und eckige Körner, die in und zwischen den Caleiten 
liegen; nur untergeordnet treten auch größere Individuen mit Quer- 
absonderung und einer allerdings meist schlecht ausgebildeten Spalt- 
barkeit auf, weshalb auch in Querschnitten die charakteristische 
Pyroxenspaltbarkeit nicht häufig gefunden wird. Wie es scheint, kommt 
außer der vorwaltenden prismatischen Spaltbarkeit auch eine solche 
nach den vertikalen Pinakoiden vor, welche die Tatsache erklären 
würde, daß einige Horizontalschnitte parallel ihren rechtwinkligen 
Spaltrissen auslöschten. Durch die zwischen 36° und 45° schwankende 
Auslöschung, sowie durch sein schwach grünliches bis farbloses Aus- 
sehen beweist dieser Pyroxen seine Zugehörigkeit zur Diopsid- 
Malakolithreihe. 

Während der Pyroxenkalk im Handstück ganz.homogen erscheint, 
erkennt man in manchen Präparaten desselben schon makroskopisch 
parallel verlaufende, bis 2 mm breite graue Streifen und bis 
3 mm große graue Partien, die beide ebenfalls aus einer An- 
häufung von vorwiegendem Pyroxen bestehen, der zwar mit dem 
vorhin beschriebenen identisch ist, sich aber von ihm durch seine 
Verunreinigung mit einer nicht näher bestimmbaren staubähnlichen 
Substanz unterscheidet. Ein ungestreifter Feldspat, der hier 
zum erstenmal zu erwähnen ist, bildet die Füllmasse zwischen dem 
Pyroxen dieser grauen Partien und Streifen, an deren Zusammen- 
setzung dann noch Zirkonkörnchen und abgerundete gelblich- 
graue Titanite teilnehmen. Letzteres Mineral erscheint — aber 
selten — auch in schwach pleochroitischen rhombischen Schnitten. 
Zweimal wurden im Pyroxenkalk dunkle Mineralanhäufungen 


!) Zur Zeit ist alierdings infolge des Abbaues von dieser Varietät nichts 
mehr ersichtlich. Daß sie aber auch schon in früheren Abbauperioden vorge- 
kommen ist, beweist ein an einer jetzt verlassenen Stelle des Bruches gefundener 
Block von Pyroxenkalk, 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (K. Richter.) 25 


186 K. Richter. [18] 


von 3—5 cm Durchmesser gefunden. Bei der Untersuchung zeigte 
sich, daß große Lappen und kleine Körnchen von Magnetkies, der 
sonst dieser Varietät fehlt, sowie kräftig pleochroitischer Biotit, 
der in den bisher besprochenen Kalkvarietäten überhaupt nicht 
vorhanden ist, die Ursachen für die Färbung dieser Vorkommnisse 
sind, als deren weitere Hauptbestandteile sich der schon erwähnte 
Pyroxen und Feldspat vorfinden. Auch Titanit ist wieder 
beteiligt. Ferner ist ein ziemlich häufiger Gemengteil dieser dunklen 
Mineralkombinationen ein farbloses, stets nur unregelmäßig begrenztes 
Mineral, das sich durch seine anomalen Interferenzfarben (Wechsel 
von „zitronengelb und preußischblau*), sowie durch seine schiefe 
Auslöschung gegen die Spaltrisse als der Klinozoisit Weinschenk’s 
zu erkennen gibt!). Derselbe bildet in Caleit und Pyroxen auch 
Einschlüsse. Endlich treten hier noch kleine farblose Epidotkörner 
auf, durch ihre lebhaften Polarisationsfarben von den weniger lebhaft 
polarisierenden farblosen Pyroxenen gut zu unterscheiden. 

Im Gegensatz zu dem eben behandelten grünen Pyroxenkalk 
wurde der gelbliche Glimmerkalk nur im oberen Bruche beob- 
achtet. Der reichlich verbreitete Glimmer, dem er sein Aussehen 
verdankt, ist bisweilen auch zu 1—2 cm breiten Lagen augehäuft. 
Ferner zeigt diese Kalkvarietät schmale schmutziggrüne Lagen, die 
aus einem vorherrschenden Pyroxen bestehen. Der Glimmer ist jeden- 
falls der für körnige Kalksteine typische Phlogopit. Er besitzt 
auch unter dem Mikroskop eine gelbliche Farbe, die in Horizontal- 
schnitten etwas dunkler ist als in Vertikalschnitten. Letztere, mit 
feinen Spaltrissen versehen und immer gerade auslöschend, sind 
schwach, aber doch deutlich pleochroitisch. Durch diesen Pleochrois- 
mus, sowie durch seine makroskopisch und mikroskopisch gelbe 
Farbe ist der Phlogopit mit aller Bestimmtheit sowohl von dem stets 
bedeutend dunkleren und viel kräftiger pleochroitischen Biotit als 
auch von Muscovit zu unterscheiden. Nur selten ist er fast farblos. 
Von den lagenweisen Anhäufungen abgesehen bildet dieser Glimmer 
meist eine strähnige Zwischenklemmungsmasse zwischen den Kalk- 
spatkörnern, doch auch Einschlüsse in ihnen. Um eingelagerte Pyroxene 
und Zirkone erscheinen in seinen Horizontalschnitten sehr häufig 
zitronengelbe pleochroitische Höfe. Der Phlogopit enthält zahlreiche 
sechsseitige isotrope Querschnitte und niedrig polarisierende, optisch 
negative, gerade auslöschende und mit Querabsonderung versehene 
Vertikalschnitte eines farblosen Minerals, das nur als Apatit gedeutet, 
werden kann. Daß derselbe hier nicht so grell hervortritt wie in 
anderen Vorkommnissen, beruht auf der ziemlich geringen Differenz 
zwischen seinem mittleren Brechungsexponenten und demjenigen des 
Phlogopits. 

Der mikroskopisch stets farblose Pyroxen stimmt in bezug 
auf Ausbildung, Spaltbarkeit, Querabsonderung und Auslöschung mit 
dem des Pyroxenkalkes überein, von dem er sich nur dadurch unter- 


!) Weinschenk, Die gesteinsbildenden Mineralien, pag. 83. Freiburg im 
Breisgau 1901. Ferner von demselben Verfasser die Abhandlung: „Über Epidot 
und Zoisit“ in der Zeitschrift für Kristallographie, 26. Bd., 1896. 161, 166. 


[19] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 187 


scheidet, daß er auch oft parallel angeordnete, längere spindel- 
förmige Individuen bildet. Er ist, vergesellschaftet mit Glimmer 
und ungestreiftem Feldspat, der Hauptbestandteil der schmutzig- 
grünen Lagen, fehlt aber auch den Glimmerlagen und den übrigen 
Partien nicht. Nicht selten finden sich kleinere und größere Quarz- 
partien, die stets aus einer großen Zahl außerordentlich kleiner 
Quarzindividuen zusammengesetzt sind, welche immer geradlinig- 
polygonal, sehr oft vollkommen sechsseitig, aneinander stoßen und 
so eine vorzüglich ausgeprägte Pflasterstruktur bedingen. Lokal 
erscheinen mitunter förmliche Schwärme von gelblichgrauen Titanit- 
körnchen, denen gegenüber die verstreut vorkommenden hellen, 
mit bestimmteren hohen Farben polarisierenden Zirkone sehr zurück- 
treten. Von Erzen sind Pyrit und vorwiegender Magnetkies 
vorhanden. Wie schon in der Hauptmasse des Kalksteines lassen 
sich auch hier randliche Verwachsungen beider und allseitige Um- 
wachsungen des ersteren durch letzteren konstatieren. Der Magnet- 
kies verdient deshalb noch besonders hervorgehoben zu werden, weil 
er nicht nur wie Pyrit lappige Vorkommnisse bildet, sondern auch 
in Individuen mit einigen Kristallflächen und sogar, wie sechsseitige 
Umrisse beweisen, in rundum entwickelten Kristallen zu 
finden ist. Bevor Dathe nachgewiesen hatte, daß der Magnetkies 
des sächsischen Pyroxengranulits einzelne Kristallflächen ausgebildet 
habe, glaubte man dagegen, er käme gesteinsbildend überhaupt nur 
derb vor !). — Die in der grünen und gelben Kalkvarietät dem Caleit 
untergeordneten Mineralien sollen nun noch in einer ihr Mengen- 
verhältnis bezeichnenden Reihenfolge gruppiert werden. 


1. Pyroxenkalk: Blaßgrüner Pyroxen, Feldspat, Magnetkies, 
Biotit, Klinozoisit, Epidot, Titanit, Zirkon. 

2.Glimmerkalk: Phlogopit, farbloser Pyroxen, Apatit, Magnet- 
kies, Pyrit, Quarz, Feldspat, Titanit, Zirkon. 


4. Silikatische Einlagerungen im Kalkstein. 


Es wurde je eine Einlagerung im oberen und im unteren Bruche 
gefunden. Diejenige des oberen Bruches, an dessen Nordostausgang 
auftretend, besitzt, wenigstens gegenwärtig, von beiden die größere 
Mächtigkeit (3—4 m). Da sie nur zum Teil erhalten und außerdem 
von den dynamischen Einwirkungen, welche ja gerade an der Nord- 
ostecke des oberen Bruches besonders bemerklich sind, stark betroffen 
worden ist, so läßt sich jetzt nicht mehr feststellen, ob sie eine dem 
Kalkstein konkordant untergeordnete Linse oder eine derartige Bank 
gebildet hat. Diese Einlagerung besitzt keine einheitliche Zusammen- 
setzung, besteht vielmehr aus miteinander wechsellagernden, bis 4 cm 
mächtigen rotbraunen und bis 3 cm mächtigen grünen Lagen. Erstere 
erhalter ihr Aussehen durch sehr reichlich eingelagerten Biotit (glimmer- 
reiche Lagen oder kurz Glimmerlagen), letztere durch Pyroxen und 
einen grünen Amphibol (pyroxenreiche Lagen oder kurz Pyroxenlagen). 


!) Zeitschr. d. Deutsch, geol. Ges. 1877, Bd. XXIX. 294. 
25* 


188 K. Richter, [20] 


Die Glimmerlagen zeichnen sich durch großen Mineral- 
reichtum aus. Ihre Hauptbestandteile sind eine durch Pressung meist 
außerordentlich beeinflußte Quarzmasse mit ganz fleckiger Aus- 
löschung, ein in einem Gewirr kleiner Schüppchen und feiner Flitterchen 
auftretender Biotit und strähnige Sericitpartien mit parallel 
angeordneten Schüppchen. Außerdem ist auch noch, gegenüber dem 
Biotit und Sericit allerdings zurücktretend, eigentlicher Muscovit 
vorhanden. Recht häufig erscheint in fast quadratischen Querschnitten 
und gedrungenen Vertikalschnitten ein farbloses, ziemlich stark licht- 
brechendes Mineral, das sich als optisch negativ erwies und von Säuren 
(auch HF) nicht angegriffen wurde: Andalusit. Außer den kurzen 
und dicken Längsschnitten, deren Länge sich zur Breite ungefähr 
wie 2:1 verhält, kommen — aber sehr vereinzelt — auch solche 
vor, deren Länge die Breite etwa um das Vierfache übertrifft. Sie 
sehen auf den ersten Blick Turmalinsäulen, die in geringer Verbreitung 
übrigens auch vorhanden sind, täuschend ähnlich, unterscheiden sich 
aber von ihnen durch feine Längsspaltrisse und durch den fehlenden 
Absorptionsgegensatz. Der Andalusit enthält zahlreiche Interpositionen: 
schwarze Körnchen (wahrscheinlich Magnetkies), runde Glimmer- 
schüppchen, Zirkonkriställchen und viele Flüssigkeitseinschlüsse. Letztere 
sind manchmal in geradlinigen Zügen parallel c eingelagert. — Von 
den bedeutenden dynamischen Einwirkungen, denen diese Einlagerung 
unterworfen gewesen ist, zeugt auch der Umstand, daß die Andalusit- 
säulen bisweilen zerbrochen sind. Zwischen den Bruchstücken hat 
sich dann entweder Caleit oder Plagioklas angesiedelt. Beide, 
auch sonst noch auftretend, haben sich in Spalten und Löchern ab- 
gesetzt und sind deshalb als sekundäre Produkte aufzufassen. 

Unter den reichlich vertretenen Erzen steht Magnetkies an 
erster Stelle. Er bildet hier, wie auch schon im Glimmerkalkstein, unregel- 
mäßige Körner, Individuen mit einzelnen Kristallflächen und vollständig 
begrenzte Kristalle, welche senkrecht auf die Basis sechsseitigen, 
parallel derselben vierseitigen Anblick darbieten. Dann aber zeigt er 
manchmal noch recht zusammengesetzte Wachstumsformen. (Fig. 2.) 
Isoliert und in Verbindung mit Magnetkies findet sich ferner ein 
metallglänzendes Erz von grauer Farbe, wahrscheinlich Arsenkies. 
Auch Kupferkies ist mit Magnetkies verwachsen. Er zeigt bei 
abgeblendetem Lichte einen deutlichen Stich in das Grünliche, der 
ihn von Pyrit unterscheidet. Auch Zinkblende kommt vor. Nach ihrem 
Mengenverhältnis sind die vier Erze in folgender Reihe anzuordnen: 
Magnetkies, Arsenkies, Kupferkies, Zinkblende. 

Außer den bisher angeführten Mineralien enthalten die Glimmer- 
lagen noch einen gelblichgrünen, offenbar aus Biotit entstandenen, fast 
gar nicht doppeltbrechenden Chiorit, Aggregate einer feinstrahligen 
farblosen Hornblende mit einer Auslöschung von 16%, Schwärme 
von Titanitkörnern, Zirkon, Korund, eckige Körnchen von 
grünem Spinell und vereinzelte Rutile. Manche Glimmerlagen 
aber führen sehr reichlich Rutil, der in längeren haarfeinen Nädelchen, 
kürzeren lichtgelben Säulchen, dunkelgelben bis braunroten Körnern 
und spindelförmigen. Individuen, ferner in Individuen mit gegabelten 
Enden auftritt. Auch vereinzelte Kniezwilinge wurden beobachtet. Alle 


[21] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen, 189 


die genannten Ausbildungsformen des Rutils erscheinen in demselben 
Präparat. 

Die Pyroxenlagen sind im Vergleich zu den Glimmerlagen 
mineralarm. Zunächst führen sie weder Biotit noch Muscovit, sind 
also gänzlich glimmerfrei; ferner fehlen ihnen die farblose Horn- 
blende, Spinell, Chlorit und Turmalin. Von den vier Erzen der dunklen 
Lagen enthalten sie nur wenig Magnetkies, und auch Andalusit 
tritt sehr zurück. Dagegen besitzen sie außer Quarz Pyroxen, einen 
grünen Amphibol und spärlichen Klinozoisit. — Der weitaus 
vorwiegende Pyroxen, unter dem Mikroskop farblos und stets äußerst 
verunreinigt, ist ein Glied der Diopsid-Malakolithgruppe mit der dieser 
zukommenden Auslöschung. Kristallographische Ausbildung fehlt ihm 
völlig. Die schmalen Amphibolsäulen müssen infolge ihrer blaßgrünen 
Farbe und ihres im Vergleich zur gemeinen grünen Hornblende schwachen 


Fig. 2. 


E 
D 


Kristalle und Wachstumsformen von Magnetkies. 
Vergrösserung: 100. 


Pleochroismus als eine dem Aktinolith nahe stehende Hornblende 
gedeutet werden. — Zusammenfassend läßt sich die in ihren minera- 
logischen Verhältnissen eben charakterisierte Einlagerung des oberen 
Bruches vielleicht bezeichnen als ein Gesteinskomplex, der aus 
wechsellagernden Schichten eines. erzreichen und andalusitführenden 
glimmerschieferähnlichen Gesteines und eines Horn- 
blende-Pyroxengesteines besteht. 

Auch die Einlagerung des unteren Bruches ist nur teilweise 
erhalten. Aus diesem Grunde und infolge des Umstandes, daß bekanntlich 
die Lagerungsverhältnisse in diesem Bruche infolge der vermutlichen 
Abrutschung große Störungen erfahren haben, von denen die Ein- 
lagerung in besonders hohem Grade betroffen worden ist, läßt sich 
nicht mehr entscheiden, ‚ob sie dem Kalksteine in Form einer Linse 
oder Bank eingeschaltet gewesen ist. Ihr dunkelschmutziggrünes, 
deutlich geschichtetes Material ist an den am meisten beeinflußten 


190 K. Richter. [22] 


Stellen so gepreßt, daß es fast erdig geworden ist und sich mit den 
Fingern zerreiben läßt. Andere Teile sind krummschalig gebogen und 
besitzen glatte und glänzende Harnische mit zahlreichen Friktions- 
linien. Verglichen mit der vorhin besprochenen Einlagerung des oberen 
Bruches fällt die jetzt in Rede stehende durch Mineralarmut auf. Unter 
dem Mikroskop charakterisiert sie sich als ein parallel struiertes Ge- 
menge von vorherrschendem Amphibol und Biotit. Ersterer ist 
auch hier eine feinstrahlige, nur in der Prismenzone entwickelte, dem 
Aktinolith verwandte Hornblende mit feinen Spaltrissen, die infolge 
einer reichlicheren Beimischung von Ca Fe Si, O5 auch im Schliff noch 
ein deutliches Blaßgrün, verbunden mit gut erkennbarem Pleochrois- 
mus, besitzt. Der lagenweise angehäufte, makroskopisch tiefschwarz 
glänzende Biotit erscheint unter dem Mikroskop mit dunkelbrauner, 
manchmal fast roter Farbe. Mit ihm zusammen tritt auf den Spaltflächen 
sehr reichlich Magnetkies auf, der zum Unterschied von seinem 
Vorkommen in der Einlagerung des oberen Bruches nie kristallographische 
Begrenzung hat und das einzige hier eingesprengte Erz ist. Auffallend 
ist der ganz außergewöhnliche Reichtum dieses Gesteines an Titanit, mit 
dessen bis O'15 mm großen Körnchen und spitzrhombischen Schnitten 
die Präparate förmlich übersät sind. Ferner sind noch untergeordnet 
vorhanden ein Plagioklas (vielleicht Albit) und Quarz. 

Es scheint geboten, diese Einlagerung, die nach ihren Haupt- 
gemengteilen als Biotit-Hornblendeschiefer zu bezeichnen ist, 
in bezug auf ihren Mineralgehalt mit derjenigen des oberen Bruches 
zu vergleichen. 

1. Einlagerung des oberen Bruches. 

a) Glimmerlagen: Quarz, Biotit, Serieit, Muscovit, Maguet- 
kies, Arsenkies, Kupferkies, Zinkblende, Andalusit, Chlorit, farblose 
Hornblende, Turmalin, Titanit, Zirkon, Spinell, Caleit, Plagioklas, 
Korund, Rutil. 

b) Pyroxenlagen: Pyroxen, Quarz, grüne Hornblende, Magnet- 
kies, Andalusit, Titanit, Klinozoisit, Zirkon, Caleit, Plagioklas. 

2. Einlagerung desunteren Bruches: Grüne Hornblende, 
Biotit, Magnetkies, Titanit, Plagioklas, Quarz. 

Krejdi erwähnt „Übergänge von Amphibolit in Serpentin“, die 
einzelne Kalksteinbänke voneinander trennen sollen, die aber zur Zeit 
nicht mehr beobachtet werden können. Auf sie verweisen jedoch 
aller Vermutung nach mehrfach gefundene Stücke eines schwarzen 
Serpentins, der sich bei mikroskopischer Untersuchung vorwiegend 
aus ungefähr parallel gelagerten, serpentinisierten Hornblendesäulchen 
zusammengesetzt erweist. Daß diese Säulchen tatsächlich einem ehe- 
maligen Amphibol angehören, beweisen die ebenfalls vorhandenen spitz- 
rhombischen Querschnitte. Die bei der Serpentinisierung massenhaft 
ausgeschiedenen Eisenverbindungen, die in staubfeiner Verteilung die 
Ränder der Hornblendeleisten umgeben, wodurch sich dieselben deutlich 
voneinander abgrenzen, die aber auch in größeren Körnern vorkommen, 
verleihen dem Gesteine seine schwarze Farbe. Außerdem enthält der 
Serpentin den schon mehrfach erwähnten optisch positiven Glimmer, 
Caleit, überraschend viel Apatit, dessen bis 0'2 mm lange Säulen eine 
sehr ausgesprochene Querabsonderung aufweisen, endlich zahlreiche 


[23] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 191 


unregelmäßige, stets isotrope Partien, die aller Wahrscheinlichkeit 
nach Opal sind. Es ist also ein glimmer- und apatitführender Horn- 
blendeschiefer erst serpentinisiert und dann teilweise opalisiert worden. 

Ferner wurden Bruchstücke eines dunkelflaschengrünen 
Serpentins gefunden, der weder Apatit noch Eisenverbindungen 
enthält. Er ist aus dicht aggregierten großen Individuen einer farb- 
losen Hornblende, Tremolit, entstanden, wie durch erst teilweise 
umgewandelte Vorkommnisse, die noch die amphibolische Auslöschung 
besitzen, mit aller Sicherheit bewiesen wird. Solcher eben in der 
Umwandlung begriffener Tremolit zeigt, daß die Serpentinisierung von 
den Sprüngen der Querabsonderung und den Spaltrissen aus gleich- 
zeitig vorschreitet, an den ersteren aber energischer ist. Da nun 
Spaltbarkeit und Querabsonderung ungefähr rechtwinklig aufeinander- 
stoßen, muß der Serpentin bei vollendeter Umwandlung der ehe- 
maligen Vertikalschnitte zwei Systeme sich rechtwinklig kreuzender 
Linien zeigen. Es entsteht also dieselbe Erscheinung, die man einst 
bloß für die Pyroxenserpentinisierung in Anspruch genommen und als 
Balkenstruktur bezeichnet hat. 

Die Entstehung von kompaktem Serpentin aus einem Amphibol- 
gestein sei hier deshalb noch ganz besonders betont, weil Weinschenk 
dieselbe leugnet und weil nach ihm scheinbar „Pyroxene und Amphibole 
nur dort von der Serpentinisierung mitergriffen worden, wo sie unter- 
geordnete Gemengteile von ursprünglichen Peridotiten waren, die der 
Umwandlung in Serpentin anheimgefallen sind !). Bei den im vorher- 
gehenden besprochenen Fällen von schwarzem und grünem Serpentin 
ist aber an ehemalige Peridotite absolut nicht zu denken, und Olivine, 
respektive deren Umwandlungsprodukte, sind nicht einmal accessorisch 
darin enthalten. Vielmehr verdanken sie ihre Entstehung zweifellosen 
Amphibolgesteinen, und so muß für diese Raspenauer Serpentinvor- 
kommnisse die Richtigkeit der folgenden Angabe Weinschenks ent- 
schieden in Abrede gestellt werden: „Jedenfalls dürfte sicher sein, daß 
ehemalige Pyroxen- oder Amphibolgesteine nicht zur Serpentinbildung 
Anlaß geben —“* usw. 

Außer den Übergängen von Amphibolit in Serpentin sollen nach 
Krejti auch „Streifen von rotem chloritischen Gneis und Phyllit“ 
Kalksteinbänke voneinander trennen. Nach den jetzt vorliegenden 
Abbauverhältnissen kann diese Angabe, die auch Katzer zitiert, 
ebenfalls nicht mehr bestätigt werden. Es ist aber wohl anzunehmen, 
daß zur Zeit, als Krejöi das Gebiet untersuchte, derartige Gesteine 
tatsächlich die angegebene Rolle gespielt haben; und da kommt jeden- 
falls der Teil des Ostabhanges des Kalkberges zwischen dem oberen 
und unteren Bruche in Betracht, auf dem einst eine Menge gegen- 
wärtig fast sämtlich zugeschütteter Brüche in Betrieb gewesen sind ?). 


!) Weinschenk. Die gesteinsbildenden Mineralien, 121. Freiburg im 
Breisgau, 1901. 

?) Wohl werden auch jetzt noch, aber nur auf den höheren Abhängen des 
Kalkberges, besonders in der Nähe des oberen Bruches, Stücke eines roten gneis- 
ähnlichen Gesteines gefunden; sie deuten aber auf einen ganz andern als den von 
Krej&i angeführten Zusammenhang und werden erst an späterer Stelle mit zu 
besprechen sein (Seite 209 [41]). 


192 R. Richter. [24] 


II. Die hangenden und liegenden Gesteine. 


Da, wie schon erwähnt, das Liegende des Kalksteines entweder 
nicht zugänglich oder abgebaut ist, hat sich dieser Teil der Arbeit 
in der Hauptsache auf die Betrachtung des besser, aber auch nur 
teilweise erhaltenen und ebenfalls nur unvollkommen zugänglichen 
Hangenden zu beschränken. 

Der ganze Komplex der hangenden Gesteine zerfällt in einige 
Gruppen. Seine unterste Partie, welche dem Kalksteine direkt auf- 
lagert, ist ein bereits in einem früheren Zusammenhange erwähntes 
dichtes, dunkelgrünes Pyroxengestein, das aus weitaus vorwiegendem 
Malakolith besteht und deshalb Malakolithfels genannt werden 
wird. Derselbe geht nach oben in einen dunkelgrünen Hornblende- 
schiefer über, welcher mehrfach mit Feldspatamphibolit 
wechsellagert. Wievielmal diese Wechsellagerung stattfindet, kann 
nicht festgestellt werden. Endlich ist an der Zusammensetzung dieses 
hangenden Gesteinskomplexes ein Chloritschiefer beteiligt, von 
dem aber nur eine einzige Schicht gefunden wurde. 


Es sind also nun zu betrachten: 


1. Der Malakolithfels, 
2. der Hornblendeschiefer, 
3. der Feldspatamphibolit, 
4. der Chloritschiefer. 


I. Der Malakolithfels. 


Der Malakolithfels bildet ein richtungslos struiertes Gemenge 
von Malakolithindividuen, die auch im Präparat noch ein deutliches 
Grün zeigen!). Sie sind meist in der Prismenzone entwickelt und 
besitzen zahlreiche prismatische Spaltrisse, wogegen Querabsonderung 
gewöhnlich fehlt. Mitunter ist der Malakolith auch sehr kleinkörnig und 
läßt dann weder prismatische Ausbildung noch Spaltbarkeit erkennen. 
Andernteils wurden auch divergentstrahlige Aggregate gefunden, die aus 
längeren Malakolithstengeln zusammengesetzt waren. Zwillingsbildung 
war nicht zu beobachten. Querschnitte und klinopinakoidale Schnitte 
des sehr lebhaft polarisierenden Pyroxens zeigen Pleochroismus, und 
zwar ist a gelb, b und c grün. Daraus folgt, daß Schnitte nach 
oFPmw keinen Farbenwechsel haben können. Die maximale Aus- 
löschungsschiefe erreicht 45°, die mittlere bewegt sich zwischen 38° 
und 40°, Mitunter ragen Malakolithe in Caleitpartien hinein, und 
dann haben sie vielfach terminale Flächen entwickelt. Diese Tatsache 
und die außerordentlich zahlreichen, oft mit beweglichen Libellen 
versehenen Flüssigkeitseinschlüsse des Oaleites berechtigen vielleicht 
zu der Annahme, daß letzterer hier ein sekundäres Ausfüllungsprodukt 
ursprünglicher kleiner Hohlräume im Malakolithfels ist. Außerdem 
enthalten die Präparate aber noch andere, stets kleinere Caleitpartien, 


1) Dieser Malakolith ist offenbar der von Kalkowsky als „Salit“ bezeichnete 
Pyroxen. 


[25] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 193 


die, weil sie im Verhältnis zu den vorigen sehr wenig Flüssigkeits- 
einschlüsse aufweisen und weil die an sie angrenzenden Malakolith- 
körner keine terminalen Flächen besitzen, wohl als primäre Bestand- 
teile gelten müssen. 

Abgesehen von den eben erwähnten sekundären und primären 
kleineren Kalkspatvorkommnissen werden im Malakolithfels auch über 
faustgroße Nester eines sehr grobspätigen Calcites gefunden, 
dessen 1—2 cm breite Spaltflächen eine schon makroskopisch erkenn- 
bare Zwillingslamellierung zeigen. Es muß wohl angenommen werden, 
daß diese Calcitnester größere Hohlraumausfüllungen im Malakolith- 
fels sind. 

Außer Caleit finden sich im Schliffe nicht selten wasserhelle 
Plagioklaspartien, pleochroitische und manchmal mit feinen Spalt- 
rissen versehene Epidotkörnchen und Schwärme von saftiggrünen 
Chloritschüppchen, deren lebhafter Pleochroismus sich in einem 
Wechsel von dunkelgrün und gelbgrün ausspricht. Außerdem aber ist 
noch ein offenbar von jenem abweichender Chlorit vorhanden, dessen 
vereinzelt auftretende Schüppchen, ebenfalls lebhaft pleochroitisch, bei 
der Drehung zwischen grün und bräunlichgelb wechseln. Blumrich 
berichtet, daß der „Hornblendeschiefer“, den er auch „Amphibolit* 
nennt, — das ist aber ganz wahrscheinlich der von ihm nicht mikro- 
skopisch untersuchte Malakolithfels — „stellenweise sehr dicht und 
durch Anreicherung an Epidot gelblichgrün gefärbt* sei. 


Vielfach zeigen die Malakolithfelspräparate schon makroskopisch 
auffallende, hellglänzende kleine Partien, die sich bei mikroskopischer 
Betrachtung als nesterartige Anhäufungen einer grünlichen Hornblende 
erweisen. Dieselbe bildet nur in der Prismenzone begrenzte, ungefähr 
gleichlange und auch gleichbreite Säulchen, die feine Spaltrisse be- 
sitzen. Querabsonderung (dagegen wird nur an Individuen beobachtet, 
welche die Durchschnittsgröße überschreiten t). Die Hornblende besitzt 
einen deutlichen Pleochroismus, und zwar ist a farblos bis ganz schwach 
gelblich, b gelb (mit einem kaum erkennbaren Schein in das Grün- 
liche) und c bläulichgrün. Das ihren Horizontalschnitten also fehlende 
deutliche Grün, ferner ihr blaßgrünes Aussehen unterscheiden sie von 
der stets bedeutend dunkler gefärbten gemeinen grünen Hornblende. 
Jedenfalls haben wir es hier mit einem Amphibol zu tun, der zwischen 
dem Strahlsteine und der gemeinen grünen Hornblende steht, ersterem 
aber näher kommt als letzterer. Die mittleree Auslöschung beträgt im 
Maximum 16—18°; doch wurden auch Auslöschungsschiefen von 19— 22° 
gemessen. Manchmal besitzt diese Hornblende um nicht sicher be- 
stimmbare Interpositionen dunkelgrüne pleochroitische Höfe, die jedoch 
bei keiner Stellung ganz verschwinden. — Eigentümlich ist vielen 
Hornblendeleisten eine fleckige Beschaffenheit, die wahrscheinlich auf 
ungleichmäßiger Verteilung des Eisengehaltes beruht und sich in zwei- 
facher Weise zeigt. Entweder treten in ihrem Innern unregelmäßige 
farblose oder nur schwach gelblich gefärbte und wenig pleochroitische. 


?) Es handelt sich hier jedenfalls um die „maigrüne, stark dichroitische 
Hornblende“, deren Vorkommen bei Raspenau schon Kalkowsky erwähnt hat. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (K. Richter.) 26 


194 K. Richter. [26] 


Partien auf, oder sie enthalten dunkelgrüne, ebenfalls unregelmäßig 
gestaltete, aber kräftig pleochroitische Flecken, die in Schnitten nach 
»#Pmw einen Farbenwechsel von blaugrün-gelb (manchmal fast farblos), 
in Schnitten nach © Po» einen solchen von blaugrün-gelbgrün zeigen. 
Der Pleochroismus der letzteren dunkelgrünen Flecken weicht also von 
demjenigen der sie einschließenden Hornblendesäulen ab. — Es sei 
besonders noch darauf hingewiesen, daß die eben beschriebene Horn- 
blende nicht etwa ein uralitisches Umwandlungsprodukt des Malakoliths 
ist, sondern daß sie als primärer Gemengteil gelten muß. 

Vielfach enthalten die Präparate des Malakolithfels ein rotbraunes 
bis gelblichbraunes Mineral, das man auf den ersten Blick vielleicht 
für Rutil halten könnte, wenn nicht sein isotroper Charakter dagegen 
spräche. Da vermutet wurde, daß es sich um Zinkblende handeln 
könnte, die Blumrich, aber bloß als Saum um größere Calcitnester 
in seinem „Amphibolit* schon nachgewiesen hat, so wurde eine ge- 
pulverte Portion des Gesteines in Salpetersäure gekocht und das 
Filtrat hierauf mit H,S behandelt. Das auf diese Weise erhaltene 
Zinksulfid bestätigte jene Vermutung. Zugleich wurde durch dieses Ver- 
fahren der Nachweis geliefert, daß der Blende ziemlich viel Fe S bei- 
gemischt ist, was übrigens schon ihr dunkles Aussehen unter dem 
Mikroskop erwarten ließ und ebenfalls schon von Blumrich ange- 
geben wird. Die nur an den dünnsten Rändern in höherem Grade 
durchscheinende Zinkblende bildet fast immer unregelmäßige In- 
dividuen; nur selten sind einige Kristallflächen entwickelt. Größere 
Individuen lassen nicht selten zahlreiche parallele Spaltrisse erkennen, 
die den kleineren meist fehlen. In einigen Fällen wurde eine Ver- 
wachsung der Blende mit Pyrit, seltener mit Magneteisen beobachtet, 
die beide ihr randlich ansitzen. Der Umstand, daß die Zinkblende 
Malakolith und Plagioklas in sich einschließt, daß sie umgekehrt aber 
auch zusammen mit Malakolith Einschlüsse in Plagioklas bildet, spricht 
für ihre Gleichaltrigkeit mit Malakolith und Plagioklas.. Damit stimmt 
die Tatsache überein, daß sie auch sonst durchaus den Eindruck pri- 
märer Entstehung macht, nicht etwa zum Beispiel reihenweise An- 
ordnung ihrer Individuen zeigt, die auf das Vorhandensein ehemaliger 
Spalten deuten könnte, in welche sie sekundär eingedrungen wäre. 
In Einklang hiermit steht ihr Auftreten in kleinen und dichten nester- 
artigen Anhäufungen, die infolge ihrer dunkelroten Farbe in dem 
grünen Muttergesteine schon makroskopisch erkennbar sind und ganz 
den Eindruck eingesprengter Vorkommnisse machen. Freilich kommt die 
Zinkblende andererseits auch — aber seltener — unter Verhältnissen 
vor, unter denen ihre primäre Natur unwahrscheinlich ist. Sie bildet 
nämlich, wie zuerst Blumrich angegeben hat, auch um die im Mala- 
kolithfels mitunter zu findenden Nester von grobspätigem Caleit, die 
jedenfalls nur als Hohlraumausfüllungen gedeutet werden können, einen 
— freilich nicht kontinuierlichen — Saum, der aus bis 2 mm großen rot- 
braunen und metallisch glänzenden Plättchen besteht. So muß also wohl 
angenommen werden, daß die Zinkblende, welche die kleinen dichten An- 
häufungen im Malakolithfels bildet, primär, der aus größeren Plättchen 
bestehende Zinkblendesaum um die Caleitnester aber sekundärer Natur 
ist; denn an einem Orte, an dem Zinkblende primär entstehen konnte, 


[27] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 195 


muß auch schließlich die Möglichkeit einer nochmaligen nachträglichen 
Bildung zugestanden werden !). 

Außer Zinkblende enthält der Malakolithfels von Erzen noch 
Magneteisen, Magnetkies und Pyrit. Das erstere, am reich- 
lichsten vertreten, bildet meist derbe Partien, und ich verdanke Herrn 
Oberlehrer Weber in Voigtsbach (bei Reichenberg in Böhmen) ein 
Handstück von Malakolithfels, welches so magnetitreich ist, daß es die 
Magnetnadel sehr stark beeinflußt. Außerdem findet sich das Magnet- 
eisen gelegentlich in kristallinischer Ausbildung, durchzogen von Strähnen 
von Malakolith oder Hornblende, und derartige Vorkommnisse zeigen 
mikroskopisch kristallographische Begrenzung durch einzelne Flächen. 
Blumrich hat sogar makroskopische Magnetitkristalle gefunden, von 
denen er sagt, daß sie sich „nach den Oktaederflächen gut spalten 
lassen und dabei stark glänzende Spaltflächen liefern*?). Magnet- 
kieshaltiger Malakolithfels steht mir nicht zur Verfügung, weshalb auch 
über das Auftreten und die Ausbildung des Magnetkieses nichts Näheres 
gesagt werden kann. Daß er aber in dem beschriebenen Gesteine vor- 
kommt, folgt mit Sicherheit aus der Angabe von Blumrich, nach 
welchem in dem Material, das 1890 aus einem auf der Südostseite 
des Kalkberges eingetriebenen Stollen herausbefördert wurde, „in 
reichlicher Menge Magnetkies eingesprengt“ war?). Der Pyrit, dessen 
Verwachsung mit der Zinkblende schon erwähnt ist, wird auch in voll 
ausgebildeten Kristallen gefunden; zum Beispiel wurden Würfel von 
0:6 cm und 0'8 cm Kantenlänge gemessen ?). 

In der Nähe des vorhin erwähnten Stollens hat Blumrich 
ziemlich dicke „schwefelgelbe Krusten“ eines Minerals gefunden, das 
in seinen hauptsächlichsten Eigenschaften mit denen des Metavoltins 
übereinstimmte. 

Blumrich erklärt die Krusten dieses Minerals, „die durch 
ihre knospige Gestaltung den Eindruck von stalaktitischer Bildung“ 
machen, als einen Absatz aus Wasser, welches das magnetkieshaltige 
Nebengestein ausgelaugt habe. 

Herr Oberlehrer Weber hat mir ein Handstück von Malakolith- 
fels zur Verfügung gestellt, das größere rötliche Flecken zeigt, 
die scharfe Grenzen besitzen. Sie bestehen, wie durch das Mikroskop 
klar wird, aus einem dichten Gemenge von vorwiegendem Granat, 
einem Zoisitmineral, Epidot und Malakolith. Der auch im 
Präparat noch blaßrötlich gefärbte Granat, von unregelmäßigen 
Sprüngen durchzogen, ist meist nicht kristallographisch begrenzt, doch 


!) Für eine technische Ausbeutuzg würde der Gehalt des Gesteines an Blende 
bei weitem nicht ausreichend sein, weshalb auch eine solche hier nie versucht 
worden ist. 

2) Vermutlich handelt es sich hier aber nicht um Spaltbarkeit, sondern um 
Schalenbau nach dem Oktaeder; denn „eigentliche Spaltbarkeit fehlt“ nach Zirkel 
dem Magnetit. Zirkel, Elemente der Mineralogie. 14. Aufl. 1901. 518. 

®) Dieses Material ist eben von Blumrich als „Hornblendeschiefer“ oder 
„Amphibolit“ bezeichneter Malakolithfels. 

*) Zum ersten Male findet sich bei Jok&ly, aber nur vermutungsweise, die 
Angabe, daß das Hangende des Kalksteines „Magneteisenerz, Blenden und Kiese*“ 
enthalte, bis dann Blumrich zuerst das tatsächliche Vorhandensein von Magnet- 
kies, Magnetit und Zinkblende nachgewiesen hat. 


26* 


196 K. Richter, [28] 


wurden gelegentlich einige Kristallflächen beobachtet, die auf das 
Rhombendodekaeder zu verweisen schienen. Der farblose Epidot ist 
durch seine stärkere Lichtbrechung und durch seine lebhaften Polari- 
sationsfarben von dem ebenfalls farblosen Zoisitmineral gut zu unter- 
scheiden. Ob letzteres, das wie Epidot immer nur in unregelmäßigen 
Körnchen auftritt, rhombisch oder monoklin ist, läßt sich, da infolge _ 
des Fehlens von Spaltrissen die Auslöschung nicht bestimmt werden 
kann, nicht mit Sicherheit feststellen. Der Granat ist in allen Fällen 
förmlich vollgestopft von kleinsten Zoisit- und Epidotpartikelchen, die 
bei der Drehung des Präparates bei gekreuzten Nicols lebhaft auf- 
blitzen. 

In meist kleinen runden Körnchen, aber auch in größeren Schnitten 
mit Längsspaltrissen erscheint ein wasserhelles, im Querschnitt isotropes 
Mineral, dessen zahlreiche Flüssigkeitseinschlüsse bewegliche Libellen 
zeigen: Skapolith. Derselbe bildet auch Einschlüssa in größeren 
Granatkörnern. Neben Malakolith tritt recht häufig eine feinstrahlige 
grüne Hornblende auf. Sie ist wie die schon beschriebene offenbar 
auch ein Glied in der Reihe vom Strahlstein bis zur gemeinen grünen 
Hornblende, steht aber infolge ihrer dunkleren Färbung letzterer, mit 
welcher auch ihr Pleochroismus übereinstimmt, näher als ersterem. 
Zwischen den Leisten dieses Amphiboles liegen auffallend viele abge- 
rundete Körnchen, aber auch Kristalle von Zirkon, und einer der 
letzteren, 0'15 mm lang, zeigte quer zur Vertikalachse Sprünge, die 
ganz den Eindruck einer Querabsonderung machten. Um kleinere ein- 
geschlossene Körnchen und Kriställchen von Zirkon erscheinen in den 
Hornblendesäulen dunkelgrüne pleochroitische Höfe. Weitere unter- 
geordnete Bestandteile dieser rot gefärbten Mineralkombinationen sind 
ein ungestreifter Feldspat, Calcit, Magnetkies und Pyrit. 

Nach Blumrich ist im „Amphibolit“ auch ein brauner Granat 
„in kleinen Nestern und feinen Lagen“ vorgekommen, der, wenn 
ihm genügend Raum zur Verfügung stand, ein bis mehrere Millimeter 
große Kristalle von der Kombination (110) (211) entwickelte. Ich habe 
derartige Vorkommnisse von braunem Granat nicht gefunden. 

Im Malakolithfels werden also außer dem Hauptbestandteile 
Malakolith noch folgende Mineralien gefunden: Caleit, Plagioklas, 
Epidot, dem Strahlstein nahestehende grüne Hornblende, Chlorit, 
brauner Granat, Zinkblende, Magneteisen, Magnetkies, Pyrit. — Lokal 
treten noch auf: roter Granat, Klinozoisit, Skapolith, ungestreifter 
Feldspat, der gemeinen grünen Hornblende nahestehende Hornblende, 
Zirkon. Quarz fehlt). 


2. Der Hornblendeschiefer. 


Nach dem höheren Hangenden zu stellt sich im Malakolithfels 
eine Hornblendevarietät, welche der schon besprochenen, dem Strahl- 
steine nahestehenden Hornblende verwandt ist, immer reichlicher ein. 
Der Malakolith dagegen tritt allmählich zurück, verliert gleichzeitig 
seine prismatische Ausbildung und erscheint endlich nur noch in 


!) Das Fehlen von Quarz erwähnt auch schon Kalkowsky. 


[29] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 197 


kleinen abgerundeten Körnchen, die zuletzt auch noch verschwinden. 
Der richtungslos struierte Malakolithfels geht so in einen Hornblende- 
schiefer über, dessen Hornblendesäulen eine so ausgesprochene 
Parallelstruktur bedingen, daß in genau nach der Schieferungsebene 
geschliffenen Präparaten auch nicht ein Querschnitt zu finden ist. 
In einem der Übergangsglieder, das infolge des UÜberwiegens der 
Hornblende schon deutliche Parallelstruktur besitzt, haben sich braune 
Biotitschüppchen eingestellt, so daß also ein biotitführender 
Pyroxen-Hornblendeschiefer entstanden ist. Ein anderes 
dieser Übergangsgesteine kann infolge des Auftretens von Chlorit 
als chloritischer Pyroxen-Hornblendeschiefer bezeichnet 
werden. 

Die verschiedenen Schichten des reinen, pyroxenfreien Horn- 
blendeschiefers sind durchaus nicht einheitlich beschaffen, wie man 
wohl vermuten möchte; vielmehr bestehen in bezug auf die Art und 
Größe der Hornblende und in bezug auf Accessorienführung Unter- 
schiede. Das Fehlen von Quarz ist dagegen allen gemeinsam. 

Es gibt Lagen des Hornblendeschiefers, die aus einer außer- 
ordentlich feinstrahligen Hornblende zusammengesetzt sind, deren 
Säulchen weder Spaltbarkeit noch Querabsonderung erkennen lassen 
und — nach dem blaßgrünen Aussehen und dem nur schwachen 
Pleochroismus zn schließen — jedenfalls dem Strahlsteine ziemlich 
nahe kommen. Nur untergeordnet erscheinen in einem solchen fein- 
filzigen Gemenge auch größere, mitunter nesterartig angehäufte, dunkler 
grüne und kräftiger pleochroitische Hornblendeindividuen, die ent- 
weder lang und sehr schmal oder kürzer, dafür aber breiter sind; 
und diese zeigen Querabsonderung, aber keine Spaltbarkeit. Sie sind 
offenbar der gemeinen grünen Hornblende mehr genähert. In ihnen 
finden sich gelegentlich farblose, tropfenförmige Körnchen, vielleicht 
Pyroxen. An accessorischen Bestandteilen ist dieser Hornblende- 
schiefer sehr arm. Nur ganz vereinzelt erscheinen farblose, an ihren 
hohen Polarisationsfarben erkennbare Epidotkörnchen, lavendel- 
blau polarisierende und mit Querabsonderung versehene Zoisitleisten, 
sowie grünliche pleochroitische Chloritschüppehen. 

Andere Schichten des Hornblendeschiefers sind zusammengesetzt 
aus Individuen einer größeren Hornblende, welche der in den eben 
besprochenen Lagen nur untergeordnet vorkommenden in bezug auf 
Farbe und Pleochroismus entspricht. Sie zeigt häufig die früher er- 
wähnte fleckige Beschaffenheit. In diesen Schichten nun stellt sich 
mitunter eine noch größer ausgebildete Hornblende ein, die für eigent- 
liche gemeine grüne Hornblende gehalten werden muß. Charakteristisch 
ist für sie das Auftreten eines oft sehr breiten Orthopinakoides, das 
die Prismenflächen weit überwiegt und immer vorhanden zu sein 
scheint, während andererseits das den Hornblenden eigene Klinopina- 
koid niemals beobachtet wurde. So entstehen nach der Orthodia- 
gonale langgestreckte Horizontalschnitte, die in der Richtung von 5 
oft 3—4mal länger sind als in derjenigen von a. Nicht selten findet 
nach diesem Orthopinakoid eine Parallelverwachsung statt. Neben 
den für die gemeine grüne Hornblende üblichen Auslöschungsschiefen 
wurden auch solche von 19—24° gemessen. Auch dieser Hornblende- 


198 K. Richter. [30] 


schiefer ist durch Accessorienarmut gekennzeichnet, und außer zer- 
streut vorkommendem Pyrit und Zirkon wurde nur in einem Falle 
Skapolith etwas reichlicher in ihm gefunden, so daß man also von 
einem Skapolith-Hornblendeschiefer sprechen könnte. Wie 
schon in den roten granatführenden Flecken des Malakolithfels bildet 
der Skapolith auch hier keine Kristalle. Seine rundlichen, manchmal 
sogar elliptischen Körner enthalten Flüssigkeitseinschlüsse und äußerst 
feine Hornblendenädelchen. — Auf einen 0'12 mm langen abgerundeten, 
aber nach einer Richtung gestreckten Zirkon sei noch hingewiesen. 
Derselbe besitzt parallele Risse, welche, da ihnen parallel die Aus- 
löschung erfolgt, als prismatische Spaltrisse zu deuten sind, die be- 
kanntlich an mikroskopischen Zirkonschnitten nicht allzuhäufig beob- 
achtet werden. 

Der Hornblendeschiefer zeigt manchmal die Spuren starker 
Druckwirkungen, und man findet ganz krummschalig gebogene und 
mit glatten und glänzenden Rutschflächen versehene Vorkommnisse, 
die durchaus nicht mehr an ein früher ebenflächig schiefriges Gestein 
erinnern. Präparate von solch gepreßtem Material lassen schon makro- 
skopisch hervortretende Windungen erkennen, die sich unter dem 
Mikroskop in ein Gewirr schmaler Hornblendesäulchen auflösen. Von 
letzteren löschen viele undulös aus; andere aber werden überhaupt 
bei keiner Stellung völlig dunkel, sondern besitzen auch im Maximum 
der Auslöschung noch ein deutliches Grün; wieder andere löschen 
fleckig aus, d. h. sie haben nur einzelne Stellen, die nie ganz 
dunkel werden. Größere Hornblendeindividuen derartig beeinflußten 
Gesteines besitzen oft einen großen Reichtum an Flüssigkeitsein- 
schlüssen. Diese sind entweder regellos verteilt oder bilden ungefähr 
parallele, quer zur Längsachse der Hornblende verlaufende gerade Züge, 
die oft in großer Zahl auftreten. In einer 0‘4 mm langen Amphibolsäule 
wurden zum Beispiel 14 solche Reihen gezählt. — Da der normale, nicht 
dynamisch beeinflußte Hornblendeschiefer nur wenig Flüssigkeitsein- 
schlüsse besitzt, ist vielleicht der Schluß berechtigt, daß ihr reich- 
liches Vorhandensein in dem gepreßten Gesteine mit Druckwirkungen 
in Beziehung zu bringen ist. 

Bei der Verwitterung liefert die dem Strahlsteine verwandte 
Hornblende als Endprodukt Caleit, und in günstigen Präparaten lassen 
sich alle Stadien dieses Prozesses verfolgen, dessen Anfang die Weg- 
schaffung des Eisengehaltes ist. Je nachdem letzterer ganz oder 
erst teilweise verschwunden ist, sehen die Hornblenden farblos oder 
gelblich aus und sind unpleochroitisch geworden. Nun setzt die Aus- 
scheidung von Caleit ein. Dadurch werden die Amphibole in schmale 
Fasern oder zackige Streifen zerlegt, die noch durch gleichzeitige 
Auslöschung und gleichartiges Polarisieren ihre Zugehörigkeit zu einem 
Individuum beweisen. Gelegentlich befindet sich innerhalb einer Caleit- 
partie ein noch nicht ganz umgewandelter Hornblenderest, der mit- 
unter sogar noch grün gefärbt ist und der beweist, eine wie ver- 
schiedene Empfänglichkeit selbst auf so engen Raume gegenüber den 
Verwitterungseinflüssen besteht, jedenfalls veranlaßt durch kleine 
Schwankungen in der chemischen Zusammensetzung. 

In stark zersetztem und weitgehend dynamisch beeinflußtem 


[31] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 199 


Hornblendeschiefer treten auffallend viel pleochroitische Höfe 
auf, von denen in einem Gesichtsfelde von 0'8 mm Durchmesser zum 
Beispiel gegen 20 gezählt wurden, und ein Amphibolsäulchen von 
0:15 mm Länge zeigte drei pleochroitische Höfe. Die größten haben 
einen Durchmesser von 008 mm, die kleinsten einen solchen von 
etwa 0'02 mm. Die meist vollkommen kreisrund, um längliche Ein- 
schlüsse auch oval gestalteten pleochroitischen Höfe sind dunkel- bis 
schwarzgrün gefärbt, und sie verschwinden bei keiner Stellung voll- 
ständig, sondern besitzen auch im Minimum der Absorption noch ein 
lebhaftes Grün. Manche Höfe haben einen fast unmerklichen Pleochrois- 
mus. Die sichere Entscheidung über die Natur ihrer zentralen 
Interpositionen wird durch ihre dunkle Färbung erschwert, besonders 
wenn diese noch dazu mit einer kaum wahrnehmbaren Aufhellung 
verbunden ist. In einigen Fällen aber sind Zirkonkriställchen als 
Einschlüsse wohl erkennbar. Ob jedoch die winzigen abgerundeten 
Körnchen, die in anderen auftreten, Zirkon- oder Epidotpartikelchen 
sind, läßt sich nicht entscheiden. Meist ist nur eine zentral gelegene 
Interposition vorhanden, mitunter aber zwei, sogar drei. In einigen 
Fällen beobachtet man zwei exzentrische Einschlüsse, die so liegen, 
daß ihre Verbindungslinie einem Durchmesser des pleochroitischen 
Hofes entsprechen würde. Wenn, wie bisweilen zu beobachten ist, 
sich ein Einschluß gerade am Rande einer Hornblendesäule befindet, 
so ist nur ein halbkreisförmiger Hof entstanden. Ziemlich häufig aber 
ist überhaupt kein Einschluß zu sehen. Zur Erklärung hierfür ist 
bekanntlich angenommen worden, der Einschluß liege entweder dennoch 
versteckt darunter, oder der Schliff sei so geführt, das er entfernt 
wurde). 

Da der normale Hornblendeschiefer wenig pleochroitische Höfe 
enthält, das gepreßte und verwitterte Gestein aber auffallend reich 
an ihnen ist, erscheint vielleicht der Schluß berechtigt, daß ihre 
Entstehung durch Druckwirkungen und Verwitterungseinflüsse be- 
günstigt wird. 

Durch den Reichtum zersetzten Hornblendeschiefers an pleo- 
chroitischen Höfen erfährt also die Annahme Romberg’s, nach der 
sie auf ein Verwitterungsprodukt oder eine chemische Verbindung 
des Einschlusses zurückzuführen sind, eine Bestätigung?). Die Er- 
scheinungen, daß manche Höfe überhaupt keine Interposition erkennen 
lassen, daß ferner um größere und scharfflächig umgrenzte Einschlüsse 
Höfe mit einem verhältnismäßig geringen, um kleine abgerundete 
Körnchen aber solche mit einem relativ viel größeren Durchmesser 
liegen, würden dann nur verschiedene Stadien des Prozesses sein, 
den Romberg annimmt. Seine Erklärung würde zugleich verständlich 
machen, warum in der Regel nur in größeren Höfen kein Einschluß 
sichtbar wird, der sich in kleinen fast immer vorfindet. 


Am Schlusse dieses Abschnittes mag noch hervorgehoben werden, 
daß auf keinen Fall an eine Entstehung des Hornblendeschiefers aus 


!) Zirkel, Lehrbuch der Petrographie. 2. Aufl. 1893, I. 92. 
?) Neues Jahrb. f. Min., Beilageband VIII. 354, 


9200 K. Richter. [32] 


Malakolithfels gedacht werden kann, wogegen übrigens auch die mehr- 
fache Wechsellagerung mit dem gleich zu besprechenden Feldspat- 
amphibolit sprechen würde. 


3. Der Feldspatamphibolit. 


Nach der Art des Amphibols, der entweder ein Zwischenglied 
zwischen der gemeinen grünen Hornblende und dem Aktinolith oder 
eigentliche gemeine grüne Hornblende ist, lassen sich hier zwei 
Varietäten von Feldspatamphibolit unterscheiden. 

Derjenige mit der gemeinen grünen Hornblende tritt in einer 
größeren Anzahl von mit den Hornblendeschiefern wechsellagernden 
Schichten auf, deren Mächtigkeit zwischen 2 cm und 20 cm schwankt. 
Sein Material sieht im Handstück ziemlich kompakt aus; unter dem 
Mikroskop aber besitzt es infolge der parallelen Anordnung der Horn- 
blendesäulen eine deutliche Parallelstruktur. Die Hornblende ist 
an ihren Enden und Rändern oft wie angefressen, so daß förmlich 
ausgehöhlte und eingebuchtete Querschnitte entstehen, deren Löcher 
immer mit ungestreiftem Feldspat ausgefüllt sind. Manchmal zeigt 
sie Zonenbau, der infolge des Farbenunterschiedes einer inneren 
dunklen und äußeren helleren Schicht schon in gewöhnlichem Lichte 
zu erkennen ist. In einigen Fällen gelang es, zwischen Kern und 
Rand Auslöschungsdifferenzen von 4° zu messen. Die Neigung c:c 
überschreitet nicht selten 20° und erreichte in einem Falle sogar 26°. 
Wie die zahlreichen einfach -spitzrhombischen Querschnitte zeigen, 
tritt an der Hornblende weder das Ortho- noch Klinopinakoid auf. 
Kleinen Horizontalschnitten fehlen vielfach die charakteristischen Spalt- 
risse. Um Zirkon erscheinen dunkelgrüne pleochroitische Höfe. 

Isoliert und in Verwachsungen mit der Hornblende ist sehr reich- 
lich Biotit vorhanden, dessen größere Lappen von Hornblendeleisten 
oft förmlich durchschnitten werden; und es wurde beobachtet, daß 
dann die pleochroitischen Höfe des Glimmers mitunter auf eine solche 
nahe gelegene Amphibolsäule übergreifen. — Der ungestreifte 
Feldspat, dessen Körner eigentümlich verzahnt ineinandergreifen, 
ist geradezu übersät mit einer Fülle längerer und kleinster Hornblende- 
mikrolithen und feiner Apatitsäulchen, die alle unter sich und den 
größeren Hornblenden parallel eingestellt sind. Ihnen gesellen sich 
zahlreiche runde Apatitkörnchen, Biotitschüppchen, Quarzkörnchen 
und Zirkone bei. Im Gegensatz zu diesem ungestreiften, mit Inter- 
positionen förmlich vollgestopften Feldspat sind die kleinen, ganz 
untergeordnet erscheinenden Körner eines fein lamellierten Feld- 
spates einschlußfrei. — Das eben besprochene Gestein ist infolge 
seines reichlichen Biotitgehaltes als Biotit-Feldspatamphibolit 
zu bezeichnen. In einem Falle ließ sich mikroskopisch ein Ubergang 
desselben in reinen Hornblendeschiefer beobachten, indem Feldspat 
und Biotit allmählich zurücktraten, Hornblende sich aber immer reich- 
licher einstellte. 

Der Feldspatamphibolit, dessen Hornblende zwischen dem Strahl- 
stein und der gemeinen grünen Hornblende steht, wurde nur einmal 
gefunden. Außer Amphibol und ungestreiftem Feldspat, welcher die 


[33] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 201 


Füllmasse zwischen ersterem bildet, enthält er noch Chlorit, so daß 
er ein Chlorit-Feldspatamphibolit genannt werden kann. 
Nicht anstehend, sondern nur in Bruchstücken fand ich ein 
Gestein, dessen Fundstelle mit Sicherheit auf einen Zusammenhang 
mit den Amphibolgesteinen und speziell mit dem Feldspatamphibolit 
verweist und das deshalb hier noch besprochen werden muß. — Sein 
Hauptbestandteil ist eine im Handstück glänzend schwarzgrüne Horn- 
blende, deren Säulen über 1 cm lang werden. Sie ist mit der 
gemeinen grünen Hornblende identisch. Die Lücken zwischen 
den Hornblendeleisten sind von Caleit, Orthoklas und Plagioklas 


Fig. 3. 


Vierfach geknickte Hornblendesäule. 


Die im Text angegebene Zerbrechung und Auffaserung ist hier nicht mehr zu sehen, 
Zwillingslamellierter Calcit (hell) und darin dunkle Hornblendepartikelchen. 
Vergrösserung: 50. 


ausgefüllt. Der erstere, am reichlichsten vertreten, enthält isometrisch 
viereckige, unregelmäßig scharfeckige, auch abgerundete Körnchen 
eines schwach rötlich- violett gefärbten, wahrscheinlich regulären 
Minerals, das infolge seiner hohen Lichtbrechung mit deutlichem 
Relief hervortritt. Seine nähere Diagnose ist nicht möglich. — Der 
Orthoklas ist immer mit einer solchen Menge kleinster Inter- 
positionen, wohl zumeist Flüssigkeitseinschlüssen, erfüllt, daß er 
gelblichgrau erscheint und seine Polarisationsfarben mitunter verdeckt 
werden. Es wurde hier an ihm der ziemlich seltene Fall einer 
Durchkreuzung zweier Bavenoer Zwillinge beobachtet. Im Gegensatz 
Jahrbuch d, k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (K. Richter.) 27 


202 K. Richter. [34] 


zu ihm ist der Plagioklas, von beiden der häufigere, meist voll- 
kommen wasserhell und einschlußfrei. Untergeordnete Bestandteile 
sind Skapolith, Magnetkies und bis 2 mm große Zinkblende- 
plättcehen. Ersterer bildet meist Körner bis fast 1 mm Durchmesser, 
aber auch Individuen mit einigen Kristallflächen. Seine Querschnitte 
zeigen mitunter eine undeutlich ausgeprägte rechtwinklige Spalt- 
barkeit, seine Vertikalschnitte Quersprünge nach oP. Wie Caleit 
und Orthoklas enthält er viele, oft geradlinig angeordnete Flüssigkeits- 
einschlüsse mit Libellen, die in Vertikalschnitten gelegentlich in der 
Form negativer Kristalle, nämlich in Rechtecken mit deutlichem 
Uberwiegen einer Längsachse, gefunden wurden. Merkwürdigerweise 
aber sind diese rechteckigen Flüssigkeitseinschlüsse mit ihrer Längs- 
richtung quer zur Vertikalachse des Skapoliths, also parallel den 
Sprüngen der Querabsonderung, eingestellt. 

Starke Druckwirkungen haben die Hornblende außer- 
ordentlich deformiert, sie in schmale Leisten auseinandergepreßt, 
gebogen, zerbrochen, an den Enden besenartig divergierend aufge- 
fasert. Eine einzige Hornblendesäule hat zum Beispiel eine vierfache 
Knickung, außerdem eine Zerbrechung und seitliche Auseinander- 
pressung in schmale Leisten erfahren. (Fig. 3.) Caleit und Feldspate, 
die infolge des Druckes undulös auslöschen, sind oft übersät von 
einem dichten Gewirr feiner Mikrolithen und unregelmäßiger Fetzen 
von Hornblende, die hier nur durch Zermalmung größerer Individuen 
entstanden sein können, wobei dann allerdings wohl auch Feldspat und 
Caleit als sekundär gelten müssen. Außerdem beobachtet man kleine 
rhombisch gestaltete grüne Partikel. Sie liegen immer in direkter 
Nähe zerquetschter grüner Partien, die sich durch die im Innern 
noch erhaltene charakteristische Spaltbarkeit als Hornblendequer- 
schnitte zu erkennen geben. Es sind also infolge des Druckes 
Amphibole in die durch die Spaltbarkeit gleichsam vorgezeichneten 
Teilstücke zerpreßt worden, deren Querschnitte dann die erwähnten 
rhombischen Partikel geliefert haben. In den aufgefaserten Horn- 
blenden haben sich Caleit, Plagioklas und Orthoklas angesiedelt, 
welche auch die durch Pressung entstandenen Spalten mit einem 
dichten Aggregat ausfüllen. 


4. Der Chloritschiefer. 


Der nur in einer einzigen 3—4 cm mächtigen Schicht gefundene 
schuppig-schieferige, weiche Chloritschiefer besteht aus einer klein- 
schuppigen und aus einer großschuppigen Lage, deren Individuen 
schon makroskopisch unterscheidbar sind. Übergänge bestehen nicht 
zwischen beiden Lagen. Abgesehen vom Größenunterschiede ist der 
grüne Chlorit in beiden Varietäten identisch. Seine dicht lamel- 
lierten Vertikalschnitte sind gut pleochroitisch (a und b grün, c gelblich 
bis fast farblos) und zeigen die üblichen blauen Polarisationsfarben, 
wogegen die Horizontalschnitte unpleochroitisch sind und fast keine 
Farbenerscheinungen erkennen lassen. Immer ist der Chlorit optisch 
negativ. Dieses Verhalten sowie die lavendelblauen Polarisationsfarben 
würden gegen seine Natur als Klinochlor sprechen. Gemeinsam ist 


[35] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 203 


beiden Varietäten des Chloritschiefers das massenhafte Auftreten von 
farblosem Epidot, welcher den ebenfalls vorhandenen Zoisit weit 
überwiegt, so daß also ein Epidot-Chloritschiefer vorliegt. Aber 
die Ausbildung der genannten Mineralien ist in den beiden Lagen 
verschieden; denn während sie in dem großschuppigen Gesteine nur 
in kleinen Körnern auftreten, die nie Spaltbarkeit erkennen lassen, 
erscheint in der kleinschuppigen Varietät der Epidot sowohl in 
Körnern als auch in leistenförmigen Schnitten mit feinen Spaltrissen 
nach o P, der Zoisit in längeren Leisten mit Spaltrissen und Quer- 
absonderung. Um kleine FEpidotpartikelchen zeigen sich im Chlorit 
sehr häufig pleochroitische Höfe, die sich aber nur in Vertikal- 
schnitten aufhellen. Der kleinschuppige Chloritschiefer enthält außer- 
dem noch vereinzelte größere Zirkonkörner, verstreute Säulchen 
einer ganz blaßgrünen, kaum merklich pleochroitischen und einer 
dunkelgrünen und kräftig pleochroitischen Hornblende, welche in 
der anderen Varietät nicht gefunden wurden. 


Oberhalb des Wildner’schen oder oberen Bruches wurde — 
aber nur in Bruchstücken auf einer kleinen Halde — ein Gestein 
gefunden, das als 


Tremolitschiefer 


bezeichnet werden soll. Da es nach seiner Fundstelle nur in eine 
Beziehung zum Komplex der hangenden Gesteine gebracht werden 
kann, soll es hier anhangsweise noch besprochen werden. 


Unter den Bestandteilen dieses Tremolitschiefers wiegen Tremolit, 
ein farbloser Glimmer und Graphit vor. Außerdem enthält es — die 
Reihenfolge soll das ungefähre geschätzte Mengenverhältnis angeben 
— Magnetkies, Korund, Spinell, Apatit, eine serpentinöse Masse, 
Karbonat, Sillimanit. — Das ausgezeichnet schiefrige Gestein zeigt 
einen Wechsel von etwa 1 cm dicken hellen oder Tremolitlagen und 
von dunklen graphitischen Lagen. Die ersteren lassen makroskopisch 
außer dem hell seidenartig glänzenden Tremolit, dessen Individuen 
bis 1 cm lang werden, noch reichlichen Magnetkies erkennen; an den 
letzteren sieht man makroskopisch ebenfalls Magnetkies, aber nur 
einzelne kleinere Tremolitsäulen. 


Der Tremolit, der weitaus überwiegende Bestandteil der 
hellen Lagen, erscheint unter dem Mikroskop in langen farblosen 
Säulen, die nie Endflächen besitzen und meist in paralleler Erstreckung 
nebeneinander liegen. Sie zeigen stets zahlreiche prismatische Spalt- 
risse und Querabsonderung. Die Neigung ce:c beträgt im Durchschnitt 
15—18° doch wurden auch Auslöschungsschiefen von 19% und 20° 
gemessen. Die meisten Tremolitsäulen’ sind reich an Einschlüssen : 
Korundkörnchen, Apatite, Magnetkieskörnchen, Graphitblättchen und 
Karbonat; außerdem sind sie noch mit einer grauen, staubfeinen 
Verunreinigung manchmal dicht erfüllt. Die Lücken zwischen den 
Tremolitleisten sind in den hellen Lagen von Glimmer, Magnetkies 
und Graphit ausgefüllt, zu denen sich stellenweise die Serpentinmasse, 
ein Aggregat feiner Karbonatpartikel, wohl Caleit, und Sillimanit hinzu- 
gesellen. Der Glimmer, der mit dem schon mehrfach angeführten 

27* 


204 K. Richter, [36] 


farblosen, optisch positiven Glimmer identisch ist, tritt in diesen 
Zwischenräumen in großen Blättern auf, während er in den graphiti- 
schen Lagen, in denen er den Hauptbestandteil ausmacht, ein dichtes 
Gemenge von kleinen Schüppchen bildet, die schmale leistenförmige 
Vertikalschnitte geliefert haben. 

Der Graphit ist nächst dem Glimmer der zweithäufigste 
Gemengteil der dunklen Lagen, die ihm ihre Farbe verdanken. 
Bekanntlich erscheint der gesteinsbildende Graphit meist in ganz 
unregelmäßigen Formen, zeigt aber nicht selten in quarzreichen Ge- 
steinen und auch körnigen Kalken kristallographische Umgrenzung. Im 
vorliegenden Falle hingegen entwickelt er gut begrenzte Individuen, 
nämlich sechsseitige Täfelchen, in einem Gesteine, das keine Spur von 
Quarz enthält. Mitunter sind freilich nur einige Flächen voll entwickelt. 
Auch leistenförmige Vertikalschnitte lassen sich beobachten. Die Haupt- 
masse des Graphits allerdings besteht auch hier aus runden Blättchen 
und regellos begrenzten Schüppchen und Flitterchen. Die Angabe von 
Weinschenk, daß Rutil das „charakteristischste Begleitmineral“ 
des Graphits sei, kann für dieses Graphitvorkommen nicht bestätigt 
werden !). Vielmehr fehlt Rutil hier vollkommen. 

Der Magnetkies besitzt im Tremolitschiefer im Gegensatz 
zu seinem Auftreten in der Einlagerung des oberen Bruches und im 
Glimmerkalkstein nie eine Andeutung kristallographischer Begrenzung, 
erscheint vielmehr immer nur in Körnern und zerfetzten Lappen. Er 
schließt Glimmer, zahlreiche Graphitblättehen und manchmal Tremolit 
ein. — Ein reichlich vorhandenes, stark lichtbrechendes, aber schwach 
doppelbrechendes und stets wasserhelles Mineral erwies sich bei einer 
speziellen Untersuchung als Korund; denn es wurde von Säuren, 
auch von HF, nicht angegriffen, färbte sich beim Glühen mit Kobalt- 
solution blau und ritzte den Topas ganz deutlich. Der Korund kommt 
meist in einzelnen Körnchen vor, die aber auch gelegentlich kleine 
Anhäufungen bilden. Nur selten läßt sich eine Andeutung gesetz- 
mäßiger Ausbildung konstatieren, die sich dann in annähernd prismati- 
schen Formen ausspricht, welche eine Art Querabsonderung zeigen. 
Die Körner dagegen besitzen nur ganz unregelmäßig verlaufende 
Sprünge. Der Dünnschliff ließ gar nicht ahnen, in wie reichlicher Menge 
Korund in dem vorliegenden Gesteine auftritt; erst die Isolierung 
mit HF gab davon einen deutlichen Begriff. 

In annähernd demselben Mengenverhältnis wie Korund tritt ein 
grüner Spinell in Körnern auf. Er kommt wie dieser, mit dem 
er übrigens öfters in Verwachsungen erscheint, in einzelnen Individuen 
und kleinen Anhäufungen vor. Der reichlich vorhandene Apatit bildet 
bis 0'15 mm lange, meist gedrungene, entweder gut begrenzte oder 
mangelhaft entwickelte Säulen mit basischer Absonderung, die bisweilen 
Magnetkieskörnchen einschließen. — Über die Natur des Mutterminerals 
des gelblich oder grünlich gefärbten, seltener farblosen Serpentins, 
der in kleinen Aggregaten und größeren Partien vorkommt, ist kein 
Aufschluß zu erlangen. Eine an und für sich mögliche Entstehung aus 


ı) Weinschenk, Die gesteinsbildenden Mineralien. 53. Freiburg im 
Breisgau 1901. 


[37] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 205 


Tremolit, die für den früher beschriebenen flaschengrünen Serpentin mit 
Sicherheit nachgewiesen ist, erscheint hier wohl deshalb ausgeschlossen, 
weil der Serpentin oft direkt neben und zwischen ganz frischen Tremolit- 
säulen liegt. — Der Sillimanit tritt als Haufwerk und Büschel feiner 
Nädelchen auf, die sich auch durch ihren optisch positiven Charakter 
als Sillimanit zu erkennen geben. 

Es soll nun noch eine Vergleichung der zweierlei Lagen dieses 
Gesteines in bezug auf ihren Mineralgehalt vorgenommen werden. 
Daß Tremolit der Hauptbestandteil der hellen Lagen ist, Glimmer und 
Graphit in den dunklen Lagen vorwiegen, ist bereits hervorgehoben 
worden. Ferner wurde schon auf die verschiedene Ausbildung des 
Glimmers in-den wechselnden Lagen hingewiesen. Der Tremolit, der 
in den hellen Schichten als lange Säulen ausgebildet ist, erscheint in 
den dunklen nur vereinzelt in kurzen schmalen Leisten, die aber eben- 
falls sehr einschlußreich sind. Magnetkies, Serpentin und Sillimanit sind 
in ungefähr gleichen Mengen verteilt. Dagegen fehlt den graphitischen 
Lagen das Karbonat, während Apatit umgekehrt fast auf sie beschränkt 
ist und sich in den hellen Lagen nur hin und wieder an den Ein- 
schlüssen im Tremolit beteiligt. Das vom Apatit Gesagte gilt auch 
vom Korund. Die grünen Spinelle sind zwar in den graphitischen 
und Tremolitlagen vorhanden, aber in verschiedener Größenausbildung; 
denn während sie in ersteren nur kleine Körnchen bilden, erscheinen 
sie in letzteren in Individuen, die bis 0'31 mm groß werden. 


Das Liegende des Kalksteines. 


Aus den schon am Anfange dieses Teiles angeführten Gründen 
läßt sich gegenwärtig nicht mehr bestimmen, ob der liegende Mala- 
kolithfels ebenfalls in Hornblendeschiefer übergeht. Die Angaben von 
Joke&ly, welcher allgemein „Amphibolgesteine*, und von Roth, der 
„Hornblendeschiefer“ als Liegendes bezeichnet, machen es aber wahr- 
scheinlich. So kann jetzt auch nicht mehr mit Sicherheit festgestellt 
werden, ob es der Malakolithfels oder Hornblendeschiefer war, dessen 
Gehalt an Magneteisen einst ausgebeutet wurde !). Höchstens darf nach 
Analogie des Hangenden vermutet werden, daß auch hier ersterer 
die erzführende Partie gewesen ist. Außer Magneteisen sind nach 
Jokely im Liegenden „angeblich ebenfalls Blenden und Kiese“ vor- 
gekommen. 


Endlich soll noch auf den am 


Hundshübel anstehenden Hornblendeschiefer 
kurz eingegangen werden. Auch er ist aus einer zwischen der ge- 
meinen grünen Hornblende und dem Strahlsteine stehenden, meist 
ebenfalls sehr feinstrahligen Hornblende zusammengesetzt. Vom Horn- 
blendeschiefer des Kalkberges unterscheidet er sich durch seinen 
Epidot- und Granatreichtum. Epidot, der im Hornblendeschiefer des 
Kalkberges nur in einzelnen farblosen Körnchen auftritt, erscheint 


!) Siehe die geschichtlichen Bemerkungen am Schlusse der Arbeit. 


206 K. Richter. [38] 


hier außerordentlich zahlreich in gelben und deutlich pleochroitischen 
Individuen, denen sich untergeordnet Zoisit und vereinzelte Zirkone 
beigesellen. Mitunter ist der Epidot sogar zu 2—3 cm mächtigen 
gelben Lagen angehäuft, in denen die Hornblende vollständig zurück- 
gedrängt ist. Es entsteht also der sogenannte gebänderte Epidot- 
Amphibolschiefer. 

Ein nur mikroskopischer roter Granat, der im Hornblende- 
schiefer des Kalkberges überhaupt nicht gefunden wurde, erscheint 
hier stellenweise so häufig, daß es lokal zur Bildung eines Granat- 
Hornblendeschiefers kommt. Seine Körner und Kristalle 
(Rhombendodekaeder) sind gewöhnlich nach einer Richtung etwas 
gestreckt und alle parallel dieser Streckung, welche mit der Längs- 
richtung der Hornblendesäulchen zusammenfällt, angeordnet. Die 
höchstens 0:09 mm großen Granatindividuen, die meist keine Sprünge 
besitzen, sind vielfach lagenweise angehäuft, und zwar in solchen 
Mengen, daß zum Beispiel in einem Gesichtsfelde von 0:8 mm Durch- 
messer gegen 200 gezählt wurden. Außer Epidot, der aber im 
Vergleich zur vorigen Varietät hier sehr zurücktritt, enthält der 
Granat-Hornblendeschiefer noch etwas Calcit und ebenfalls verein- 
zelte Zirkone. 


B. Der Glimmerschiefer. 


Der Glimmerschiefer ist nur auf der Ostseite des Kalkberges 
in beschränktem Maße anstehend zu beohachten. Seine Mächtigkeit 
kann nicht festgestellt werden. Er enthält schmale Quarzgänge. 
Schon die makroskopische Betrachtung läßt ihn als Lagenglimmer- 
schiefer erkennen, indem er aus dunklen Glimmerlagen und hellen 
Quarzlagen besteht, die, mitunter außerordentlich dünn, regelmäßig 
miteinander abwechseln. Auf dem Querbruche zeigt er gelegentlich 
eine zarte parallele Fältelung seiner Lagen. Unter dem Mikroskop 
erweisen sich die dunklen Lagen fast immer als eine Anhäufung von 
Biotit und Musecovit (also Zweiglimmerschiefer). 

Der Biotit bildet meist kleinere Schüppchen, seltener auch 
größere Lappen. Er ist vielfach gänzlich in einen grünen pleo- 
chroitischen Chlorit mit lavendelblauen Polarisationsfarben umge- 
wandelt. Es lassen sich ferner die auch sonst beobachteten Erschei- 
nungen wahrnehmen, daß innerhalb einer Chloritpartie eine noch 
ganz frische Biotitlamelle liegt oder daß eine Biotitleiste nur in 
ihrem Innern chloritisiert ist, ihre Ränder aber völlig unangegriffen 
geblieben sind. Die Horizontalschnitte dieses sekundären Chlorites 
zeigen vielfach feine und mitunter recht lange, aber auch kürzere 
und breitere Rutilnädelchen, die oft büschelförmig angeordnet und 
so eingelagert sind, daß sie sich unter einem Winkel von 60° schneiden. 
Da dieser sogenannte Sagenit in den Biotittäfelchen möglichst 
frischen Glimmerschiefers nicht beobachtet wurde, muß er hier wohl 
als sekundäres Produkt bei der Chloritisierung des Biotites aufgefaßt 
werden, dessen Gehalt an 7iO, seine Entstehung veranlaßte. 

Im Gegensatz zum Biotit kommt Muscovit, ungefähr in 


[39] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 207 


gleicher Menge wie dieser vorhanden, fast immer in größeren Blättern 
vor, deren oft breite leistenförmige Vertikalschnitte die Glimmerlagen 
vielfach quer durchsetzen. Mit Biotit ist in manchen Präparaten ein 
im Querschnitt zitronengelbes, im Vertikalschnitt gelblichgrünes Chlorit- 
oder Glimmermineral verwachsen, das als primär gelten muß. 

Die rundlich einander stoßenden Quarzkörner enthalten zahl- 
reiche Interpositionen: Flüssigkeitseinschlüsse, Biotit-, Muscovit- und 
Chloritschüppchen, Apatitnädelchen und Zirkonkriställchen. Feldspat 
fehlt dem Glimmerschiefer gänzlich; dagegen erscheinen accessorisch 
Turmalin, Andalusit, Zirkon (meist Körner) und sechsseitige Täfelchen 
von Eisenglanz, die manchmal unter Erhaltung ihrer Form in Eisen- 
ocker umgewandelt sind. Der grünliche Turmalin kommt außer in 
schlanken, bis 014 mm langen Säulchen, die gelegentlich durch ver- 
schiedene Entwickelung an ihren Enden ihre hemimorphe Natur ver- 
raten, auch in sehr gedrungenen Säulchen vor, die 2—3 mal breiter 
als die vorigen, aber nur wenig länger als breit sind. Er schließt 
schwarze Körnchen und Glimmerschüppchen ein. Der etwas reichlicher 
als Turmalin auftretende Andalusit bildet auch hier wie in der 
Einlagerung des oberen Bruches kurze und dicke Säulchen, die aber 
vielfach recht unvollkommen entwickelt sind und deshalb dann nur 
unregelmäßig begrenzte Querschnitte liefern. Er ist stets farblos und 
enthält wie Turmalin Einschlüsse von runden Glimmerschüppchen 
und dunklen Körnchen, die gewöhnlich zentral angehäuft sind. 

Wie es scheint, kommen außer den aus Biotit, respektive Chlorit, 
Muscovit und dem gelben Chlorit- oder Glimmermineral zusammen- 
gesetzten Lagen auch solche vor, die nur aus Biotit bestehen. 


C. Der Gneisglimmerschiefer. 


Der Glimmerschiefer geht nach oben in ein Gestein über, in 
dem Biotit und das gelbe Chlorit- oder Glimmermineral allmählich 
verschwinden; dafür aber stellen sich kleine runde Körner und Linsen 
von Orthoklas, ein und es entsteht also der Gesteinstypus, den man als 
Gneisglimmerschiefer bezeichnet (Feldspatglimmerschiefer). Im 
Anstehenden sind diese Übergänge allerdings auf keiner Seite des 
Kalkberges zu verfolgen, aber die zahlreich vorhandenen Bruchstücke 
ergeben mit aller Bestimmtheit, daß sie existieren. Die untersten 
Partien des Gneisglimmerschiefers sind, wie Bruchstücke beweisen, 
ausgezeichnet schiefrig. Nach dem höheren Hangenden zu aber, in 
dem die erst nur vereinzelt auftretenden kleinen Orthoklase größer 
werden und sich immer zahlreicher einstellen, wird das Gefüge all- 
mählich minder vollkommen parallel, und der helle Gneisglimmer- 
schiefer, der auf der Höhe des Berges in einigen kleinen Kuppen 
noch ansteht, zeigt dieses Verhalten in noch höherem Grade. Das 
eben erwähnte Gestein wird sowohl parallel als auch quer zu seiner 
Streichrichtung von 20—30 cm mächtigen Quarzgängen durchzogen, 
die das Auftreten von kopfgroßen und noch größere Dimensionen 
erreichenden Quarzblöcken auf den Abhängen des Kalkberges erklären. 
Außer den Quarzbruchstücken finden sich auf den Bergabhängen und 


208 K. Richter, [40] 


den anstoßenden bebauten Feldern zahlreiche Bruchstücke des hellen 
Gneisglimmerschiefers selbst. 

Unter dem Mikroskop gibt sich der eigentliche Gneisglimmer- 
schiefer — von den Ubergangsgliedern soll abgesehen werden — als 
ein Gemenge von vorwiegendem Quarz und ÖOrthoklas zu erkennen, 
zu denen Muscovit und grüner Chlorit als weitere Bestandteile 
treten. Plagioklas fehlt vollständig. Außer dem Biotit des eigent- 
lichen Glimmerschiefers werden hier auch dessen accessorische 
Gemengteile Andalusit und Turmalin gänzlich vermißt; dafür aber 
erscheinen Korund und zahlreiche größere Zirkone. 

Die meist runden bis linsenförmigen, selten eckigen Orthoklas- 
körner, vielfach von Spaltrissen durchsetzt, werden allseitig von einem 
Saume von Chlorit- und Muscovitschüppchen umschmiegt, in dem bald 
das eine, bald das andere Mineral vorwiegt. Dadurch, daß der Saum 
sich meist nach zwei entgegengesetzten Seiten auskeilt, entsteht eine 
deutlich ausgeprägte mikroskopische Augenstruktur. Die bis 3 mm 
großen Feldspate sind in allen Fällen förmlich vollgestopft von einem 
gelblichen Staube, dem sich Muscovitschüppchen, Zirkonkriställchen 
und Apatitnädelchen beigesellen; und sie sind infolge ihrer dichten Be- 
stäubung, welche meist die Polarisationsfarben völlig verdeckt, im 
Präparat schon mikroskopisch als hellgraue Stellen deutlich zu unter- 
scheiden. Nur in einem einzigen Falle wurde eine Verzwilligung des 
Feldspates, und zwar nach dem Bavenoer Gesetz (2 P&) beobachtet. 
Der Quarz zeichnet sich ebenfalls durch großen Reichtum an Ein- 
schlüssen aus, unter denen Chlorit- und Muscovitschüppchen, feine 
Apatitsäulchen, Zirkonkriställchen, dunkle Mikrolithen, Gasporen und 
Flüssigkeitseinschlüsse zu erkennen sind. Die beiden letzteren Arten 
von Interpositionen, besonders die runden, ovalen oder schlauchförmig 
ausgezogenen und mannigfach verästelten Flüssigkeitseinschlüsse, sind 
oft so gehäuft, daß der Quarz stellenweise getrübt wird. Die um die 
Orthoklase den Saum bildenden Mineralien Muscovit und Chlorit 
kommen auch sonst regellos verstreut in den Schliffen vor. Der grüne 
Chlorit ist hier im Gegensatze zu seinem Auftreten im Glimmerschiefer 
ein primärer Gemengteil. 

Der accessorische Korund bildet meist bis 02 mm große, ge- 
wöhnlich von unregelmäßigen Sprüngen durchzogene Körner, erscheint 
aber auch in kleinen sechsseitigen Täfelchen. In biotithaltigen Über- 
gangsgliedern vom Glimmerschiefer zum Gneisglimmerschiefer wurden 
kleine Biotitschüppchen als Einschlüsse in ihm gefunden. Der Zirkon 
tritt in abgerundeten Formen, aber auch in scharf entwickelten 
Kristallen mit Prisma und Pyramide auf. Seine Größe ist eine für ein 
derartiges Gestein manchmal recht bedeutende. So wurde zum Beispiel 
ein 0:21 mm langer und 0°09 mm breiter Kristall gemessen, an dem 
im Gegensatze zu den ebenfalls vorhandenen schlankeren Individuen 
die im Verhältnis zur Breite recht geringe Länge auffällt. Der Zirkon 
beherbergt mancherlei infolge seiner hohen Lichterechung aber nicht 
näher bestimmbare Einschlüsse. In schiefrigen Vorkommnissen des 
hellen Gneisglimmerschiefers wurden nicht selten sechsseitige Täfelchen 
von Eisenglanz, manchmal recht groß, gefunden. 

In direkter Nähe des auf der Berghöhe anstehenden Gesteines 


[41] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 209 


fanden sich Blöcke, die eine Verbindung von hellem und rotem 
Gneisglimmerschiefer zeigten und es wahrscheinlich machen, 
daß letzterer, ebenfalls von minder vollkommener Parallelstruktur, 
untergeordnete Einlagerungen in ersterem bildet. Nach Analogie dieses 
Vorkommens kann geschlossen werden, daß die in tieferen Horizonten 
vielfach gefundenen roten, deutlicher schiefrigen Bruchstücke gleich- 
falls auf untergeordnete Einlagerungen in tiefer gelegenen ausgeprägter 
schiefriger Schichten von hellem Gneisglimmerschiefer verweisen. 

Die Farbe dieses roten Gneisglimmerschiefers rührt von massen- 
haft eingelagertem Eisenglanz her, der in großen unregelmäßigen 
Lappen, sechsseitigen Täfelchen, kleinen Schüppchen und zusammen- 
hängenden Häuten, welche die Quarzkörner voneinander abgrenzen, 
vorkommt. Dieses rote Gestein hat mit der hellen Varietät das Auf- 
treten von dichtbestäubtem Orthoklas, von Muscovit, Zirkon, Korund 
und den großen Einschlußreichtum der Quarze gemeinsam, ferner das 
Fehlen von Biotit, Andalusit, Turmalin und Plagioklas. Auch er besitzt 
die mikroskopische Augenstruktur. Aber die Feldspate werden in ihm 
nicht von einem Chlorit-Muscovitsaum, sondern von einem Hämatit- 
Muscovitsaum umschmiegt. Durch den fast gänzlichen Mangel an 
Chlorit und durch die große Menge seines Eisenglanzes unterscheidet. 
sich dieser rote Gneisglimmerschiefer von dem hellen. Die schiefrige 
rote Varietät besitzt infolge der lagenweisen Anhäufungen von vor- 
wiegendem Eisenglanz und untergeordnetem Muscovit, die regelmäßig 
mit quarzreichen Lagen abwechseln, eine deutliche Parallefstruktur, 
welche die ausgezeichnete Schieferung veranlaßt. 


D. Der gestreifte Gneis. 


Die Bruchstücke des gestreiften Gneises, der sich auf der Süd- 
seite zwischen den Kalkberg und den südlicher angrenzenden Granit 
in einer schmalen Zunge einschiebt, befinden sich meist in einem sehr 
zersetzten Zustande, der sich schon makroskopisch durch die zahl- 
reichen Muscovitblättchen verrät, mit denen sie überstreut sind. Auf 
dem Querbruche erscheinen oft bis 1/; em große Orthoklaskörner. Sie 
sind unter dem Mikroskope ebenso wie der spärlicher vorhandene 
Plagioklas stets sehr unfrisch und enthalten filzige Aggregate kleiner 
sekundärer Muscovitschüppchen. Außerdem treten aber auch größere, 
offenbar primäre Muscovitblätter auf, die meist mit einem grünen, 
lavendelblau polarisierenden Chlorit verwachsen sind, der, wie Über- 
gänge und die eingelagerten Rutilnädelchen beweisen, das Umwandlungs- 
produkt von Biotit ist. Es handelt sich also um einen Zweiglimmer- 
gneis. 

In etwas weniger verwitterteu Bruchstücken ist der Biotit mit- 
unter noch frisch und besitzt außerordentlich kräftigen Pleochroismus, 
der zwischen völlig dunkel und hellgelblich wechselt. Er tritt vielfach, 
und dann immer in Verbindung mit kleinkörnigem Quarz, der sehr 
schön die sogenannte Pflasterstruktur zeigt, in einem dichten Gewirr 
kleiner Schüppchen auf. Außerdem kommen aber, sogar in demselben 
Schliffe, auch größere Quarzkörner mit rundlicher Begrenzung vor, die 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (K. Richter.) 283 


210 K. Richter. [42] 


sehr einschlußreich sind. Accessorisch erscheinen Korund, Zirkon, 
Eisenglanz und andere opake Eisenerzkörnchen. Der Korund bildet 
bis 0'42 mm große, von unregelmäßigen Sprüngen durchzogene Körner, 
die Flüssigkeitseinschlüsse und Biotitschüppchen beherbergen. 


Genetische Auffassung. 


Wenn nun noch etwas über die Entstehung des Kalkkomplexes 
und der zugehörigen kristallinen Silikatgesteine ermittelt werden soll, 
so ist zunächst der Gedanke, es könnte sich um umgewandelte ur- 
sprüngliche Eruptivmassen handeln, gänzlich ausgeschlossen. So bleibt 
nur übrig, an ehemalige Sedimente zu denken, die entweder durch 
Regional- oder Kontaktmetamorphose umgewandelt worden sind. Da 
sich nun südlich vom Kalkberge, nur durch die schmale Zunge des 
zuletzt besprochenen gestreiften Gneises von ihm getrennt, eine ge- 
waltige Granitmasse !) erstreckt, liegt es nahe, der letzteren Annahme 
den Vorzug zu geben und die Entstehung des Kalkkomplexes und 
seiner Nebengesteine auf eine von diesem Granit ausgehende Kontakt- 
metamorphose zurückzuführen. 

Es wäre nun zu erwarten, daß in erster Linie der gestreifte 
Gneis Kontaktwirkungen zeigen müßte, und als solche sind wohl 
auch die deutliche Pflasterstruktur seines kleinkörnigen Quarzes und 
die damit verbundene eigentümlich kleinschuppige Ausbildung des 
Biotites, welche beide ganz den Anblick gewähren wie im kontakt- 
metamorphen sogenannten Quarzglimmerfels, aufzufassen. Ferner 
kann vielleicht auch das Auftreten der bis 0'42 mm großen Korund- 
körner im Gneis als eine Folge der granitischen Einwirkung gedeutet 
werden, um so mehr, als ja bekanntlich der Korund nicht zu den 
gewöhnlichen Accessorien eines Gneises, besonders nicht in dieser 
Größe, gehört. Daß der Gneiß nicht noch mehr Merkmale einer 
Kontaktmetamorphose besitzt, rührt wohl auch mit daher, daß er über- 
haupt nicht besonders empfänglich für ihre Einflüsse ist. Außerdem 
ist zu bedenken, daß das gesamte für die Untersuchung zugängliche 
Gneismaterial nur in Lesestücken besteht. 

Wichtiger ist es, den Kalkkomplex selbst und seine 
hangenden Gesteine zu prüfen, ob und was für Merkmale sie 
besitzen, die für Kontaktmetamorphose sprechen könnten. Die Struktur 
des Kalksteines kann dabei außer acht gelassen werden, da sie kein ent- 
scheidendes Kriterium mehr sein kann, seit Weinschenk?) für den 
kontaktmetamorphen Tiroler Marmor die sogenannte verzahute Struktur 
nachgewiesen hat, die Vogt?) nur für regionalmetamorphen Kalkstein 
in Anspruch nahm, während in kontaktmetamorphem die Kalkspat- 


!) Joke&ly beschreibt diesen Granit im Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. X, pag. 375 
und scheidet ihn infolge seines weißen Orthoklases von dem sogenannten „Granitit“, 
der durch die Führung von fleischrotem Orthoklas charakterisiert ist. (Siehe 
darüber denselben Band des angegebenen Jahrbuches, Seite 370.) 

2) Weinschenk, „Die Tiroler Marmorlager“. Zeitschrift für praktische 
Geologie. 1903, Heft 4. 

®) Vogt, „Der Marmor in bezug auf seine Geologie, Struktur und seine 
mechanischen Eigenschaften“, Zeitschrift für praktische Geologie. 1898. 4 und 43. 


[43] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. a 


körner (nach Vogt) mit verhältnismäßig ebenen Konturen aneinander- 
stoßen sollten. Dagegen kann wohl der stellenweise sehr bedeutende 
Accessorienreichtum des Kalksteines im Sinne von Kon- 
taktmetamorphose gedeutet werden. Es ist hierbei zum Beispiel die 
reichliche Olivinführung und der Granatgehalt der schwarzen und 
grünen Bänder und der Pyroxengehalt eines Teiles der ersteren zu 
erwähnen; und vielleicht kann angenommen werden, daß es sich bei den 
Olivinen der dunklen Bänder, die bei ihrer Serpentinisierung im Gegen- 
satz zu anderen kein Eisenerz ausgeschieden haben, um Forsterit 
handelt, der bekanntlich in kontaktmetamorphem Kalkstein auftritt. 
Ferner kommen der bedeutende Pyroxenreichtum des Pyroxenkalksteines 
und dessen Pyroxen, Biotit, Klinozoisit und Epidot führende dunkle Mine- 
ralkombinationen in Betracht. Auch ist an den reichlichen Pyroxen und 
Apatit des Glimmerkalksteines, besonders aber an dessen Plagopit 
zu denken, den Weinschenk als ein „typisches Mineral kontakt- 
metamorpher Kalke“ bezeichnet‘). Endlich muß auch der in der 
weißen Hauptmasse des Kalksteines gefundene farblose Granat, grüne 
Spinell, Olivin und Chondrodit erwähnt werden, und besonders ist 
die mineralreiche Einlagerung des oberen Bruches (zum Beispiel 
Andalusit, Pyroxen, Rutil, Turmalin, grüner Spinell, Korund) nicht 
zu vergessen. 

Auch die hangenden Gesteine bieten manche Erschei- 
nungen dar, die mit Kontaktmetamorphose zusammenhängen dürften. 
Es sei erinnert an die roten granatreichen Flecken des Malakolith- 
fels, an die von Blumrich in demselben Gesteine gefundenen 
braunen Granaten, an den Epidotreichtum des Chloritschiefers und 
den graphitreichen Tremolitschiefer mit seinem beträchtlichen Gehalt 
an grünem Spinell, Korund und Apatit. 

Es ist nicht unwahrscheinlich, daß der farblose, optisch posi- 
tive Glimmer, der in der weißen Hauptmasse des Kalksteines, in 
schwarzen und grünen Bändern, in dem schwarzen Hornblendeserpentin 
und im Tremolitschiefer gefunden wurde, als Kontaktprodukt aufzu- 
fassen ist. Schließlich soll auch noch auf den Turmalin und Andalusit 
des Glimmerschiefers, auf den Korund des Gneisglimmerschiefers und 
den außergewöhnlichen Epidot- und Granatreichtum des Hornblende- 
schiefers am Hundshübel hingewiesen werden. 

Es gibt also eine ganze Reihe von Argumenten, die 
sicher mehr für Kontakt-als für Regionalmetamorphose 
sprechen und die mitviel Wahrscheinlichkeitgestatten, 
die EntstehungdesKalkkomplexes und der zugehörigen 
Gesteine auf eine Kontaktmetamorphose des Granites 
zurückzuführen, trotzdem ein direkter Kontakt desselben mit 
den in Betracht kommenden Gesteinen nicht konstatiert werden kann 
und einige typische Kontaktmineralien, zum Beispiel Wollastonit und 
Vesuvian, nicht gefunden wurden ?). 


!) Weinschenk, „Die gesteinsbildenden Mineralien“. 116. Freiburg im 
Breisgau 1901. 

2) Nach Weinschenk fehlen in den „unzweifelhaft kontaktmetamorphen 
Marmorlagerstätten“ Tirols die „gewöhnlichen Mineralien der Kontaktmetamor- 
phose“, Siehe die schon zitierte Abhandlung. 


28* 


212 K, Richter. [44] 


Den Schluß der Arbeit sollen einige kurze 


geschichtliche Angaben 


bilden. Wie weit die Gewinnung des Kalksteines zurückreicht, wird 
sich jedenfalls nicht mehr genau ermitteln lassen. Zippe bringt 
die unbestimmte Angabe, daß in den Raspenauer Kalksteinbrüchen 
„seit Jahrhunderten“ schöner, weißer, grüngefleckter Marmor gewonnen 
und verarbeitet werde!). Die älteste mir bekannt gewordene Nach- 
richt bezieht sich auf das Jahr 1610, in welchem ein bei Raspenau ge- 
brochener „Marmor von weißer Farbe“ für das Mausoleum teilweise 
verwendet wurde, das Katharina von Rädern ihrem Gemahl in der 
Friedländer Stadtkirche bauen ließ ?). Im Urbarium der Stadt Fried- 
land vom Jahre 1631 wird unter der Rubrik „Kalkofen“ erwähnt, 
daß sich in Raspenau ein Kalksteinbruch und daneben ein Kalkofen 
befinde). 1834 sollen nach Zippe „zwei herrschaftliche und fünf 
den Untertanen gehörige Kalköfen“ in Betrieb gewesen sein). Sie 
wurden später durch solche neuer Konstruktion ersetzt, deren es 
jetzt zwei gibt. Der erste derselben wurde 1851 gebaut. Von den 
beiden größten gegenwärtig noch betriebenen Brüchen ist der untere 
oder Ressel’sche (am unteren Ostabhange des Kalkberges gelegen) 
älter als der obere oder Wildner’sche (am oberen Ostabhange des Kalk- 
berges gelegen), welch letzterer nach mündlicher Angabe 1865 ange- 
legt worden ist. Jetzt findet der Kalkstein nur noch als Mauer- und 
Ackerkalk Verwendung. 


Die liegenden und vielleicht auch die hangenden Gesteine 
wurden einst auf Eisenerz ausgebeutet. Zu diesem Zwecke bestand 
in Raspenau ein sogenannter „Eisenhammer“, dessen Gründung in 
das Jahr 1521 fällt. Nach verschiedenem Besitzerwechsel fiel das 
Eisenbergwerk mit der ganzen Herrschaft Friedland an Wallenstein, 
und es war besonders stark in Betrieb etwa von 1627 —1634. Nach 
Wallensteins Tode ging es in den Besitz des Grafen Matthias Gallas 
über. 1699 wurde, wie es heißt infolge des Eindringens von Wasser, 
jedenfalls aber, weil der Ertrag nicht mehr lohnte, die Gewinnung 
von Eisen aufgegeben. Nachdem allerdings in Friedland ein Eisen- 
hammer errichtet worden war, wurde auch — und zwar bis 1709 — 
im Raspenauer Eisenbergwerk der Betrieb wieder aufgenommen, der 
nach einer freilich unverbürgten Nachricht sogar bis 1720 gedauert 
haben soll). 


!) Das Königreich Böhmen. Statistisch-topographisch dargestellt von J. G. 
Sommer. Prag. 2. Bd. 1834. 319. 

2) Ressel, „Geschichte des Friedländer Bezirkes“. Friedland 1902. 91. 

s) Helbig, „Der Eisenhammer in Raspenau“. Erschienen in der „Reichen- 
berger Zeitung“ 1898 in den Nummern vom 6. und 7. Januar. 

*) Diese Angabe, welche sich in dem erwähnten Bande von Sommer’s 
„Böhmen“ findet, soll, wie in Raspenau eingezogene Erkundigungen ergeben haben, 
allerdings nicht auf Wahrheit beruhen. 

5) Speziellere Angaben über den Betrieb und über die Schicksale dieses 
Raspenauer Eisenbergwerkes finden sich in der schon angeführten Abhandlung 
von Helbig. 


[45] Der körnige Kalk des Kalkberges bei Raspenau in Böhmen. 213 


Erst nach langer Pause, nämlich 1890, machte man wieder 
einen und bis jetzt den letzten Versuch, das Eisenerz des Kalk- 
berges auszubeuten, indem man in den hangenden Malakolithfels auf 
der Südostseite des Berges einen Stollen eintrieb!). Aber da der 
Befund den Erwartungen nicht entsprach, stellte man die Arbeiten 
wieder ein. 


Die Untersuchungen zu vorliegender Arbeit wurden im Minera- 
logischen Institut der Universität Leipzig ansgeführt. Es sei mir an 
dieser Stelle gestattet, dem Direktor desselben, Herrn Geheimen 
Rat Prof. Dr. Zirkel, für die Einführung in das Studium der Mine- 
ralogie und für seine vielfachen Unterstützungen herzlich zu danken. 
Ebenfalls spreche ich dem Assistenten des Institutes, Herrn Privat- 
dozent Dr. Reinisch, für seine Unterstützung meinen Dank aus. 


!) Infolge des seitdem weiter vorgeschrittenen Abbaues des Kalksteines ist 
dieser Stollen, dem das von Blumrich als „Hornblendeschiefer“ oder „Amphi- 
bolit“ bezeichnete Material entstammt. gegenwärtig nicht mehr zugänglich. 


214 K.Richter. [46] 
Inhaltsübersicht. 
Seite 
Einletunetiie::, NEN. Le PRIERTREN IST I EREEREE 169 [1] 
Literaiyranfade u „SR RIM. RHEIN TREE SR 169 [1] 
Geologische Übersicht 7... AHA EEE Re SE 170-812] 
A. Der Kalkkomplex nebst seinem Hangenden und Liegenden . . . 171 [3] 
1.De Ko TmIge MRalle re 0 12 12 EEE EEE MEN EEE Wo 
1. Die weiße Hauptmasse des Kalksteines . . . . . 2 = 2 2.0. 177 1 
2. Der dunkle und gebänderte Kalkstein .. . 2... 2 2.. 183 [15] 
3..!Der Pyroxen- und Glimmerkalksten" I 77 SM 185 [17] 
4. Silikatische Einlagerungen im Kalkstein. . . . 2. 2 2 2 2.0. 187 [19] 
II. Die hangenden und liegenden Gesteine... . 2.2... 192 [24] 
Das Hangende: 

1.Der. Malskolithfels’ , 7%. 2 meer ee ee Et 192 [24] 
Der Hornblendeschiefer res ee: 196 [28] 
8:,Der) Beldspafamphibolit 1 LA. 1 Fe A ae £ 200 [32] 
4. Der. Chlozitsehieier 2. Ska ze. Ya ee er 202 [34] 

In den Zusammenhang der hangenden Gesteine gehörig: Der 
Tremolutschieter 000. Sn 203° [33] 

Das Liegende des Kalksteines und der Hornblendeschiefer des 
Höndshübels 7.71: NT RE 205 [37] 
B> Der Glimmerschiefer 2.2 . . wup verlegen > BA m 206 [38] 
6. Der/sneisslimmerschiefer +... 0. 20 a uch ER 2a 207 [39] 
D..Der gestreitte ones... . ... 1. um 0 kan 2 ne . 209 Ja 
Genetische AuffaRaung dee ee ee SE 2 er ma 210 [42] 
Greschichtliche Angaben za TR ne N 212 [44] 


Geologische Beschreibung der Mosor planina. 


Von Dr. Fritz v. Kerner. 


Mit einer geologischen Karte in Farbendruck und 2 Profiltafeln 
(Nr. VI mM—VIN [II1)). 


Vorbemerkung. 


Die im folgenden mitgeteilten Beobachtungen sind das Ergebnis 
von etwa 30 Tagesexkursionen, welche ich teils im Frühsommer 1902, 
teils im Frühlinge und Herbste 1903 unternommen habe. Die über- 
wiegende Mehrzahl dieser Exkursionen erfolgte anläßlich der geo- 
logischen Detailaufnahme des Blattes Sini—Spalato, in dessen Süd- 
hälfte der größere Teil der Mosor planina fällt. Die übrigen Touren 
fanden, soweit sie nicht zur kartographischen Sicherung der Süd- 
grenze jenes Blattes nötig waren, zu dem Zwecke statt, der geologischen 
Untersuchung des Mosor einen Abschluß zu verleihen. 

Der Forschungsreisende ist im Mosorgebiete, sofern ihm nicht 
die zur Installierung eines Zeltlebens erforderlichen Mittel zu Gebote 
stehen, fast ganz auf Gastfreundschaft angewiesen. Dieselbe wurde 
mir dank der die Bewohner von Dalmatien auszeichnenden gast- 
freundlichen Gesinnung in reichstem Maß zuteil. Ich fühle mich 
gedrängt, gleich hier jenen Herren meinen innigsten Dank zu sagen, 
welche mir durch die liebenswürdige Aufnahme, die ich bei ihnen 
fand, die geologische Durchforschung des Mosor ermöglicht haben. 
Es sind dies die Herren P. Petar Mihanovic, Pfarrer in Sitno, 
P. Herceulian Luger, Pfarrer in Srinjine, P. Nathalis Macanovig, 
Pfarrer in Dugopolje. P. Lukas Zuljevic, Pfarrer in Srijani, ferner 
die Herren L. Miotto in Kotlenice und A. Skrivanic in Almissa 
sowie auch Herr Jelid in Dolac. 

Die Mosor planina kann als ein für den Aufnahmsgeologen sehr 
dankbares Arbeitsfeld bezeichnet werden. Hochgradige Aufgeschlossen- 
heit des Untergrundes, Gleichförmigkeit in der Ausbildungsweise der 
einzelnen Schichtglieder und leichte Unterscheidbarkeit derselben von- 
einander, häufige deutliche Erkennbarkeit der Schichtlage und eine 
weitgehende Abhängigkeit des Reliefs von der Art und Lagerungsform 
der Gesteine, all’ diese Wünsche des geologischen Kartographen gehen 
am Mosor in mehr oder weniger vollkommener Weise in Erfüllung 
und machen so dieses Gebirge zu einem Eldorado für den Aufnahms- 
geologen. Die dem Meere zugewandte Seite des Mosor wird in bezug 

Jahrbuch d. k. k, geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 


216 Dr. Fritz v. Kerner. [2] 


auf die Berechtigung, so gerühmt zu werden, von den für die geolo- 
sische Kartierung günstigsten Gebieten des nördlichen Dalmatien, 
wie den Uferlandschaften der unteren Kerka, dem Küstengebiete von 
Sebenico und der zentralen Zagorje, kaum erreicht, gewiß nicht 
übertroffen. 

Der Tektoniker und der Stratigraph werden dagegen in der 
Mosor planina nicht auf ihre Rechnung kommen. Das Dominieren einer 
der einfachsten und klarsten Formen der Gebirgsstruktur, der Faltung, 
und das Fehlen hochkomplizierter und kaum zu ergründender, doch 
eben darum das Interesse im höchsten Maße fesselnder Störungen 
werden dem Tektoniker die Mosor planina als ein nicht sehr an- 
ziehendes Terrain erscheinen lassen, es sei denn, daß ihm schon der 
Anblick des Ideals eines Faltengebirges eine Freude macht. Der 
Stratigraph wird aber am Mosor geradezu sehr unbefriedigt sein, da 
völliger Mangel an organischen Einschlüssen und schlechte, zur Be- 
stimmung unzureichende Erhaltung der Fossilien für die überwiegende 
Mehrheit der am Aufbaue des Gebirges beteiligten Gesteine bezeichnend 
sind, und jene Schichtkomplexe, welche bestimmbare Fossilien führen, 
eine Gliederung auf faunistischer Grundlage nicht zulassen. 

Die eben besprochenen Verhältnisse bedingen es auch, daß der 
Mosor als Gegenstand für die verschiedenen Formen der geologischen 
Publikation sehr ungleich geeignet ist. Dasjenige, was als publi- 
zistisches Resultat einer geologischen Untersuchung des Mosor in 
erster Linie in Betracht kommt, ist eine auf topographischer Grund- 
lage ausgeführte geologische Karte und eine Serie von quer durch 
das Gebirge gelegten Durchschnitten. Für eine geologische Beschrei- 
bung ist die Mosor planina dagegen wenig geeignet, da zu Fest- 
stellungen, deren Mitteilung den Inhalt einer geologischen Abhandlung 
zunächst ausmachen sollen, wie Detailprofile mit genauer Angabe des 
lithologischen Charakters der einzelnen aufeinanderfolgenden Gesteins- 
bänke und mit Aufzählung der in ihnen enthaltenen Fossilien, sowie 
auch zu eingehenden Erörterungen über tektonische Komplikationen 
teils wenig, teils gar keine Gelegenheit gegeben ist; und anderseits 
jene geologischen Verhältnisse, über welche am Mosor Notizen in 
reichster Zahl gesammelt werden können, wie Verlauf von Schicht- 
grenzen, Beziehung derselben zu Relieflinien, Richtung und Grad des 
Schichtfallens, nur in beschränktem Maße der Gegenstand einer Mit- 
teilung durch Worte sein können und viel besser und weit voll- 
ständiger auf einer Karte und in Profilen zur Darstellung gelangen. 

Zu FErörterungen karstmorphologischen Inhaltes, die auch in 
einer geologischen Gebietsbeschreibung nicht ganz beiseite zu lassen 
sind, bietet der Mosor allerdings mehrfachen Anlaß. Die Einschaltung 
solcher Erörterungen nebst Hinweisen auf paläogeographische Gesichts- 
punkte reichen aber höchstens dazu aus, die streckenweise bis zu 
einem unerträglichen Grade sich steigernde Langweiligkeit der Auf- 
zählung von verschiedenen Kalkvarietäten und Einfallswinkeln etwas 
zu mildern, nicht aber dazu, eine im großen und ganzen interessante 
Lektüre herzustellen. Es sei darum gleich hier bemerkt, daß die 
folgenden Zeilen keine Bereicherung der geologischen Literatur um 
eine spannende oder auch nur halbwegs genießbare Abhandlung be- 


[3] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 317 


deuten und nur den Zweck verfolgen, demjenigen zu dienen, der 
eine nähere Orientierung über die geognostischen Verhältnisse irgend- 
einer Region des Mosorgebirges wünscht. 


Lage, Grenzen und Einteilung des Mosor. 


Die Mosor planina ist das nordwestliche Endstück des Gebirgs- 
zuges, welcher die dinarisch streichende Küste von Süd- und Mittel- 
dalmatien begleitet. Der Westfuß des Mosor fällt fast zusammen mit 
der Stelle, an welcher die dalmatische Festlandsküste das im Bereiche 
der Inselvorlagen schon in Mitteldalmatien herrschende lesinische 
Streichen annimmt, dem dann nach Einschaltung einer meridional ver- 
laufenden Küstenstrecke in Norddalmatien wieder normales SO—NW- 
Streichen folgt: 

Gegen seine Umgebung grenzt sich der Mosor ziemlich gut ab. 
Längs der Landseite bilden die Einsenkung von Srijani und Dolac 
und das Dugo polje scharfe Scheiden gegen das benachbarte Terrain ; 
aber auch in dem dazwischen liegenden Gebiete läßt sich eine Grenze 
unschwer ziehen, da der Übergang der flachwelligen Dolinenlandschaft 
von Kotlenice in die unteren Abhänge des Berges ziemlich rasch er- 
folgt. Gegen W bilden der dem Jadro tributäre Zavlic potok und 
weiter küstenwärts der Unterlauf des Stobree potok wohlmarkierte 
Grenzen. _ Nur in dem dazwischen liegenden Gebiete ist ein all- 
mäliger Ubergang des Mosor in das Hügelland der Kila östlich von 
Spalato vorhanden, der eine exakte Grenzziehung illusorisch macht. 

Verhältnismäßig schwerer ist es, das dem Mosor zuzurechnende 
Gebiet gegen SO abzugrenzen. Am nächstliegenden erschiene es, die 
Stelle, an welcher sich der Kamm des Mosor gegen O abflacht, als 
maßgebend für eine Grenzziehung zu betrachten. Da jedoch in den 
dem Hauptkamme land- und meerwärts angeschlossenen Vorbergen 
unterhalb jener Stelle keine natürlichen Grenzen ziehbar sind und 
jene Stelle nur für die Achse des Gebirges einen Markstein darstellt, 
ist dieselbe als Ausgangspunkt für eine Abgrenzung des ganzen Ge- 
birgssystems nicht geeignet. 

Am passendsten erscheint es, als Ostgrenze des Mosor eine Linie 
anzunehmen, die von Almissa über Zakudac und Gata und die Raselka 
nach Dolac gornji verläuft. Längs dieser Linie wird das ganze meer- 
wärts vom Hauptkamme gelegene Gebiet durch einen tiefen Einschnitt 
quer durchtrennt; die tiefe Einsenkung auf der Landseite des Ge- 
birges tritt bei Dolac gornji am nächsten an den Mosorkamm heran 
und letzterer erleidet im Bereiche der Einschnürung, die so im N 
von Almissa das ganze Bergsystem erfährt, eine rasche und bedeutende 
Abnahme seiner Höhe, die es gestattet, den Sattel von RaSelka als 
östlichen Endpunkt des eigentlichen Mosorkammes anzunehmen und 
das noch folgende Kammstück, die LiSnica, als einen Gebirgsausläufer 
zu betrachten. 

Der Anstieg des Geländes vom Meere zum Hauptkamme des 
Mosor vollzieht sich unter wiederholten, sehr verschieden großen Os- 

Jahrbuch d. k. k. geol, Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 99 


DR Dr. Fritz v. Kerner. [4] 


zillationen. Bald senkt sich das Terrain nach früher erfolgtem An- 
stiege wieder so bedeutend, daß eine selbständige Vorkette und ein 
Längstal zustande kommen, bald ist die Senkung im Vergleiche zu 
dem vorher erfolgten Anstiege so gering, daß man nur von einer Ter- 
rasse mit erhöhtem Rande sprechen kann. 

Die Mehrzabl der die Südseite des Mosor durchziehenden Vor- 
ketten, Längstäler und Terrassen erstreckt sich nicht über die ganze 
Längsausdehnung des Gebirges. Zum Teil gehen auch die beiden vor- 
senannten Formen von Bodenwellen ineinander über, indem sich ein 
Terrassenrand zu einem Bergkamm aufwölbt und der Boden der Ter- 
rasse, ohne eine Senkung zu erfahren, sich in ein Längstal fortsetzt 
oder indem sich eine Stufe in ihrer Längsrichtung rasch senkt, ihr 
Rand dagegen in derselben Höhe bleibt und sich die Stufe so in ein 
Tal verwandelt, ihr Rand dagegen, ohne an Höhe zuzunehmen, sich 
zu einer Vorkette umgestaltet. 

Nur die letzte, den Küstensaum begleitende Vorkette erstreckt 
sich ohne Unterbrechung entlang der ganzen Südseite des Haupt- 
kammes und nimmt dadurch, daß sie die anderen Ketten zugleich an 
Breite bedeutend übertrifft, eine Ausnahmsstellung ein, die es zuläßt, 
diese letzte Vorkette vom Mosor im engeren Sinne abzutrennen und 
als Poljicaner Küstengebirge zu bezeichnen. 

Auf der Landseite des Mosor kommt es nur an einer Stelle zur 
Bildung einer Vorkette und eines hinter ihr eingreifenden Längstales; 
auch die Terrassenbildungen sind hier von weit geringerer Entwicklung 
als am Südabhange und stellenweise durch Gehängezonen, in denen 
die Neigungswinkel mehr oder minder stark verringert sind, ersetzt. 

Im Hauptkamme des Mosor hebt sich ein höchster mittlerer Ab- 
schnitt scharf von den beiden Seitenteilen ab. Da auch das Relief der 
land- und meerwärts abdachenden Gehänge unterhalb dieses mittleren 
Kammstückes verschieden ist von dem im W und SO, läßt sich das 
ganze Bergmassiv des Mosor abzüglich des Poljieakammes in morpho- 
logischer Beziehung in drei Teile gliedern. 

Der Kamm des Westmosor erstreckt sich vom Debelo brdo, in 
welchem die auf der Ostseite der Gebirgsbucht von Clissa ansteigenden 
Gehänge gipfeln, bis zum Fuße des Berges Lubljan. Gegen N dacht 
dieses Kammstück mit einem ziemlich monotonen, nur in seiner oberen 
Zone durch unvollkommene Stufenbildung unterbrochenen Gehänge 
gegen das Dugo polje ab. Gegen S erfolgt der Abfall zu dem Tale 
des Stobrec potok unter Einschaltung einer breiten, weit vortretenden 
Terrasse. 

Das Mittelstück des Mosorkammes reicht vom Westfuße des 
Berges Lubljan bis zu der Einsattlung des Luti kamen. In ihm 
erhebt sich der Kulminationspunkt des ganzen Bergmassivs. Gegen 
NO ist diesem Teile des Kammes ein Rücken vorgelagert, dessen 
höchste Kuppe, Jabukovac, den Mosorgipfeln an Höhe nicht viel 
nachsteht. Vom Hauptkamme ist dieser Rücken durch eine an 
Trichtern und Schlünden reiche Einsenkung geschieden, gegen NO 
dacht er mit einem von vielen schmalen Stufen unterbrochenen 
Gehänge zum dolinenreichen, flachwelligen Terrain von Kotlenice ab. 
Die dem Meere zugewandte Seite des zentralen Abschnittes des 


[5] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 219 


Mosorkammes ist der am mannigfaltigsten geformte Teil des ganzen 
Bergmassivs. Längs einer Linie, die durch die Mitte dieses Teiles 
gezogen wird, kann man drei Stufen und (abzüglich des Poljiea- 
kammes) eine Vorkette unterscheiden. Gegen NW erfährt diese 
Konfiguration insofern eine Anderung, als sich die mittlere Stufe zu 
einem Hochtale vertieft und die untere Stufe sich gegen S vorschiebt. 
und senkt. Gegen SO zu tritt eine Modifikation des in der Mittellinie 
vorhandenen Reliefprofils dadurch ein, daß sich der Rand der unteren 
Stufe zu einem hohen Kamme aufwölbt und die Vorkette eine Ab- 
flachung erleidet. 

Der Ostabschnitt des Mosorkammes reicht vom Luti kamen bis 
zum Sattel von RaSelka. Zum größten Teile von geringerer Höhe 
als das Mittelstück des Kammes, steigt er im Kozik fast bis zur 
Höhe des Hauptgipfels der Planina an. Dieser Teil des Kammes 
dacht gegen NO mit einem — ähnlich dem Nordabhange des West- 
mosor — in seiner oberen Zone von Stufen unterbrochenen Gehänge 
zur Einsenkung von Dolac ab. Meerwärts ist ihm ein langer Rücken 
vorgelagert, der die Fortsetzung des vorerwähnten, aus dem Rande 
der unteren Terrasse des Mittelmosor aufsteigenden Kammes bildet. 


Stratigraphische Übersicht. 


Das älteste am Mosor zutage tretende Schichtglied ist der 
mittelkretazische Dolomit, welcher in vielen Teilen Dalmatiens das 
Liegende des Rudistenkalkes bildet. Er ist ein ungleichmäßig körniges 
oder mürbsandiges Gestein von schmutzigweißer bis lichtgrauer Farbe, 
ziemlich gut geschichtet, minder zerklüftet und darum weniger wasser- 
durchlässig als der Rudistenkalk. Bei der Verwitterung bildet er 
stellenweise grotesk geformte Felsen. Durch dunklere Farbe und 
mildere Oberflächenformen hebt sich das Gebiet des Dolomits land- 
schaftlich scharf von dem des umgebenden Kalkes ab. Die Grenze 
gegen letzteren ist zumeist scharf und nicht durch eine petro- 
graphische Ubergangszone vermittelt. Der Dolomit erscheint in einer 
Aufbruchszone in der mittleren Terrasse am Südabhang des mittleren 
Gebirgsteiles und unterhalb des Randes der breiten Terrasse auf der 
Südseite des Westmosor. 

Uber diesem Dolomit folgt der Rudistenkalk, welcher die 
obere Kreide, abzüglich deren oberster Horizonte, vertritt. Dieser 
Kalk zeigt mehrere verschiedene Ausbildungsweisen. Er ist teils sehr 
grobkörnig, teils mehr oder minder feinkörnig bis dicht. Seine Farbe 
schwankt zwischen reinem Weiß und lichtgelblich oder blaßgrau. Von 
organischen Einschlüssen finden sich neben Foraminiferen zumeist 
Bruchstücke von Radiolitenschalen, seltener Reste von anderen 
Bivalven und von Gastropoden. Die Verteilung dieser Einschlüsse ist 
sehr ungleichmäßig. Die grobkörnigen, rein weißen Kalke sind oft 
dicht von Schalenfragmenten erfüllt, die dichten Kalke häufig fossil- 
arm. Stellenweise sind dem Rudistenkalke kleine Dolomitlinsen und 
Zonen von Breccienkalken und mehr oder minder deutlich plattig 

29* 


220 Dr. Fritz v. Kerner. [6] 


abgesonderten Kalken eingeschaltet. Die Hauptmasse der ober- 
kretazischen Kalke ist ziemlich gut in dicke Bänke geschichtet, 
doch erscheint die Schichtung oft durch das wüste Karrenrelief 
undeutlich gemacht oder ganz verwischt. Der Rudistenkalk ist das 
am Aufbaue der Mosor planina am meisten beteiligte Gestein und 
bedingt den wilden Karstgebirgscharakter derselben. Er setzt die 
ganze Landseite, den Hauptkamm und die oberen Teile der dem 
Meere zugewandten Seite der Planina zusammen und erscheint über- 
dies in mehreren langen und breiten Zügen in den unteren Partien 
dieser letzteren Gebirgsseite. 

Der Rudistenkalk wird nach oben hin breccienartig und geht 
dann in Trümmerbreccien und Konglomerate über. Diese Gesteine 
enthalten außer Stücken von weißem, gelblichem und grauem Kreide- 
kalke stellenweise auch Fragmente eines bräunlichen Kalkes, welcher 
eozäne Foraminiferen einschließt. 


Bezüglich der Form der Bestandteile dieser klastischen Gebilde 
zeigen sich alle Übergänge zwischen scharfkantigen Trümmern und 
völlig abgerundeten Kieseln und Geschieben. Die Größe der Frag- 
mente ist sehr wechselnd. Nach unten hin läßt sich hier kein Grenz- 
wert angeben, nach oben hin erscheint er durch Blöcke von zirka 
1 m? Rauminhalt gegeben. Auch das Gefüge ist sehr variabel, teils 
sehr kompakt, teils mehr oder minder locker. 


Bei den kompakten Breccien und Konglomeraten ist nur eine 
sehr spärliche oder gar keine Kittmasse zu sehen; die lockeren Kon- 
glomerate und Breccien haben ein kalkig sandiges Zwischenmittel, 
welches stellenweise vereinzelte Nummuliten führt. Die kompakten 
Breccien und Konglomerate sind sehr dick gebankt, doch wird auch 
bei ihnen die Schichtung oft durch das wüste Karstrelief undeutlich. 
Die lockeren Breccien zeigen eine ausgezeichnete Schichtung in 
ziemlich dünne Bänke. 


Diese klastischen Gesteine erscheinen teils auf der Westseite des 
Westmosor, teils am Nordostabhang des östlichen Mosor als randliche 
Auflagerung auf dem zusammenhängenden Rudistenkalkkomplex des 
Hauptgebirges, teils besäumen sie die vorerwähnten isolierten Streifen 
von Rudistenkalk in der Vorgebirgszone, teils endlich bilden sie selb- 
ständige Züge innerhalb derselben. Ein Teil der Breccien ruht dem 
liegenden Rudistenkalke sehr deutlich diskordant auf. An manchen 
Orten ist dagegen das Vorhandensein einer Diskordanz nur wenig 
ausgesprochen oder gar nicht zu erkennen. 


In enger Verbindung mit den Breccien und Konglomeraten 
erscheint ein bräunlicher, sehr ungleichmäßig gekörnter Kalk, welcher 
eine ziemlich spärliche Mischfauna von Milioliden, Alveolinen, Nummu- 
liten und Orbitoiden aufweist. An vielen Orten läßt sich feststellen, 
daß dieser Foraminiferenkalk eine etwas höhere Position einnimmt 
als die Hauptmasse des Konglomerats, an anderen Stellen hat man 
den Eindruck eines gegenseitigen Ineinandergreifens, beziehungsweise 
einer gegenseitigen Vertretung dieser beiden Gesteine. Am Nordost- 
fuße des östlichen Mosor erscheint in Verbindung mit den Breccien 
des Kreidekalkes ein stellenweise von Alveolinen dicht erfüllter Kalk. 


[7] Geologische Beschreibung der Mosor planina. Dr! 


Während die kompakten Breccien und Konglomerate zur Bildung 
plumper, klumpiger Felsformen neigen, trifit man im Bereiche des 
Foraminiferenkalkes sehr stark zernagte Karrenfelder und Scherben- 
felder mit scharfkantigen Steinen an. Die Breccien und Konglomerate 
des Mosor sind zum größeren Teile ins mittlere Eozän zu stellen 
und als ein ungefähres Äquivalent der tiefsten unter den Promina- 
schichten liegenden Breccien zu betrachten. 

Uber dem mitteleozänen Foraminiferenkalke folgt am Mosor ein 
an Hornsteinknollen ziemlich reicher, lichtgelber, dünn geschichteter 
mergeliger Kalk. Je nach seinem geringeren oder größeren Tongehalt 
ist dieses Gestein noch schlechtweg als Plattenkalk, als plattiger Mergel- 
kalk oder als Mergelschiefer zu bezeichnen. Es hat das Aussehen 
der härteren Mergelschiefer des Monte Promina und des Opor und 
scheint wie letztere keine Pflanzenreste zu führen. An seiner oberen 
Grenze erscheinen stellenweise diekbankige, graubraune, schwach 
bituminös riechende Mergelkalke, welche sehr stark mazerierte Blatt- 
fetzen und Steinkerne von Gastropoden von mitteleozänem Habitus 
enthalten. Den Plattenkalken sind an manchen Orten Bänke von 
Breceien und Konglomeraten eingelagert. Auf der Nordostseite des 
Poljicaner Küstengebirges erscheinen an Stelle der plattigen Kalke 
sehr grobknollige Konglomerate. Das Verbreitungsgebiet der mergeligen 
Plattenkalke sind die unteren Südwestabhänge und die südwestlichen 
Vorketten des mittleren und östlichen Mosor. Sie erscheinen hier in 
langen, zumeist schmalen Zügen an den Rändern der Kalk- und Kon- 
glomeratzone. 

Uber den Plattenkalken folgt als jüngstes von der Gebirgs- 
faltung noch mitbetroffenes Schichtglied der Flysch. Er ist zum Teil 
in reiner Mergelfazies, zum Teil als Mergel mit Sandsteinbänkchen, 
zum Teil in reiner Sandsteinfazies entwickelt. Die Flyschmergel sind 
zumeist engklüftig splittrig und von grünlichgrauer Farbe, seltener 
mehr schiefrig, blättrig und schmutziggelb gefärbt. Die stets sehr gut 
seschichteten Kalksandsteine sind fein- bis grobkörnig und grau oder 
braun gefärbt. Als Einlagerungen in den Mergeln erscheinen dicke 
Bänke von Breccienkalken und Konglomeraten sowie von sandigen 
und mergeligen Kalken. 

Der Flysch repräsentiert ein oberes quellenführendes Niveau. 
Sein Verbreitungsgebiet sind die unteren Teile der Südwestseite des 
Mosor. Er füllt hier das gesamte zwischen den Zonen der älteren 
Gesteine gelegene Terrain aus. Den Plattenkalken liegt er konkordant 
auf. Letztere dürften ungefähr an die Grenze von Mittel- und Ober- 
eozän zu stellen sein und der Flysch demnach dem Obereozän an- 
gehören. 

Von quartären Ablagerungen sind zu nennen, Terra rossa, vor- 
wiegend am Grunde der zahllosen Dolinen im Rudistenkalke, Eluvial- 
schutt, zumeist im Gebiete der lockeren Breccien und Konglomerate 
(sekundäre Geröllfelder), der Foraminiferenkalke (Scherbenfelder) und 
Plattenkalke (Plattenfelder) sowie im Gebiete der Flyschgesteine, 
Gehängeschutt, besonders am Fuße der Steilabstürze der Terrasse 
von Kovatlevi6 stan, der oberen und mittleren Terrasse des Mittel- 
mosor und auf der Südwestseite des Makirinakammes und Poljica- 


2223 Dr. Fritz v. Kerner. [8] 


kammes, Blockanhäufungen im Grunde tiefer Einsturztrichter, Torrenti- 
schotter, hauptsächlich in der Studenica und in der Strana bei Naklice 
sowie in den Rinnsalen des Brisine potok, Veliki potok, Smovo potok 
und Bila, endlich noch Kalktuff in mächtiger Entwicklung am OÖber- 
laufe des Stobrec potok bei Zernovnica. 


Tektonische Übersicht. 


Die Mosor planina ist ein Komplex von Falten und Flexuren 
innerhalb des Gesamtsystems der Dinariden. Das Streichen der 
Mosorfalten ist dinarisch und geht im westlichsten Teile des Gebietes 
rasch in das lesinische Streichen über, so daß ostwärts von Spalato 
ein gegen die adriatische Senkung konkaver Faltenbogen zustande 
kommt. In ihrem Streichen zeigen die Mosorfalten verschiedene Ver- 
änderungen, Aufsteilungen und Abflachungen mit oder ohne Anstieg, 
beziehungsweise Senkung der Faltenachsen und dementsprechenden 
Variationen in der Breite. Auch gegenseitige Übergänge von Falten 
und Flexuren kommen vor. Zumeist sind diese Veränderungen der 
Querprofile mit entgegengesetzten in den Nachbarfalten kombiniert, 
so daß es zu Erscheinungen gegenseitiger Verdrängung und gegen- 
seitigen Ersatzes der Faltenzüge kommt. Die Mehrzahl der Mosor- 
falten ist asymmetrisch und hat einen mäßig steilen diekeren Nordost- 
und einen sehr steilen dünneren Südwestflügel. Streckenweise kommt 
es zu partiellem Schwunde dieses letzteren, doch sind Faltenver- 
werfungen am Mosor eine untergeordnete Erscheinung. 


Anderseits treten auch annähernd symmetrische Schichtauf- 
wölbungen auf. Ihrer Struktur nach sind die Mosorfalten domförmig. 
Man kann bei ihnen völlig flache Lagerung in der Region der Falten- 
achse und allmälige Hinabbiegung der Schichten zu beiden Seiten 
der Achsenregion feststellen. Knickungen (Dachstruktur) und Zer- 
reißungen in der Faltenachse und partielle gegenseitige Vertikalver- 
schiebungen der beiden Faltenflügel kommen nur ausnahmsweise 
vor. Die oft sehr schön entwickelte Domstruktur der Faltenzüge ist 
als tektonisches Charakteristikon der Mosor planina zu bezeichnen. 


In bezug auf die Gesteinsarten, welche am Aufbaue der Falten 
Anteil nehmen, kann man das Gebirgssystem des Mosor in zwei 
Zonen gliedern: in eine äußere, landwärts gelegene Zone, in welcher 
nur kretazische Schichten vorkommen, und in eine innere, meerwärts 
gelegene Zone, in welcher auch eozäne Schichten an der Zusammen- 
setzung der Falten beteiligt sind; und zwar die mitteleozänen Ge- 
steine entweder als Mantelschichten in Falten mit kretazischem Kern 
oder als Faltenkernschichten und die obereozänen Flyschgesteine als 
Muldenkerne. Die erstere Zone entspricht den Hochregionen des 
Mosor und kann demnach als Hauptfaltenzone angesprochen werden, 
die letztere entspricht den küstenwärts angereihten Gebirgsvorlagen 
und ist somit als Vorfaltenzone zu bezeichnen. 

Das älteste Schichtglied des ganzen Gebirgssystems, der mittel- 


[9] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 223 


kretazische Dolomit, tritt nur in der innersten Aufwölbung der äußeren 
Faltenzone auf und gerät dadurch in die nächste Nachbarschaft der 
obereozänen Schichten im äußersten Muldenzug der inneren Falten- 
zone. Es kehrt somit am, Mosor das im norddalmatischen Küsten- 
lande häufige Bild einer UÜberschiebung mit Mittelflügelresten, be- 
ziehungsweise einer Überfaltung mit stark reduziertem Mittelflügel 
in sehr vergrößertem Maßstabe und mit der Modifikation wieder, daß 
die dem oberen und unteren UÜberschiebungsflügel entsprechenden 
Schichtmassen selbst in viele Falten und Flexuren gelegt sind. Man 
darf jedoch, wenn man sich dieser Ausdrucksweise bedient, nicht die 
Vorstellung damit verbinden, daß der Mosor das Ergebnis zweier 
verschiedener posteozäner Faltungsprozesse sei. Er ist vielmehr wie 
alle dalmatischen Gebirge durch die große altmiozäne Faltung gebildet 
worden. 


I. Die Westabhänge des westlichen Mosor. 


Nordwestwärts von den Anhöhen, welche den Salonitaner Golf 
umrahmen, türmt sich über einem aus mehreren Pfeilern zusammen- 
gesetzten Unterbau der Gipfel des Debelo brdo auf. Der südwest- 
liche Eckpfeiler des Gebirgsgerüstes wird durch den Felssporn ober 
Kudine gebildet, welcher in dem Hügellande zwischen dem Jadro- 
flusse und dem Stobrec potok wurzelt. Ober diesem Felssporne zieht 
sich ein Rücken gegen NO hinan, der den der Bucht von Clissa zu- 
gekehrten Westabhang von der gegen Süden abdachenden Terrasse 
von Kovacevi€ stan scheidet. Der nordöstliche Eckpfeiler des Ge- 
birgssockels wurzelt in der Gegend ober Clissa. Von ihm steigt ein 
sehr schroffer Grat gegen OSO empor, der den Westhang des Debelo 
brdo von den dem Vucje polje zugekehrten Nordabhängen dieses 
Berges trennt. An der Vereinigungsstelle der beiden vorgenannten 
Kammausläufer, die den westlichen Endpunkt der Mosorkette bildet, 
erhebt sich, weithin sichtbar, die ganze Gegend von Salona und Spa- 
lato beherrschend, der Westgipfel des Debelo brdo. 


Das Gehängedreieck, dessen Spitze dieser Gipfelpunkt und 
dessen Schenkel die vorgenannten Kammausläufer bilden, wird von 
mehreren, zum Teil schluchtartigen Gräben durchfurcht, zwischen 
welchen die das Mittelstück des Bergabhanges stützenden Grundpfeiler 
aufstreben. Der größte dieser Gräben zieht durch die Mitte des 
Gehänges bis dicht unter die Gabelung des Mosorkammes hinan und 
scheidet so den Abhang in zwei bis zur Spitze hinauf getrennte 
Hälften. 


In jede dieser Abhanghälften dringt wiederum je ein in seinem 
oberen Teile sich gabelnder Graben ein. Vom mittleren Graben sind 
diese beiden seitlichen Talfurchen durch zwei Felsrücken getrennt, 
die in der Einsenkung des Zavlic potok unterhalb Clissa wurzeln. 
Zwischen diesem Potok und dem Jadroflusse erhebt sich noch ein 
Felskamm, der den am meisten gegen W vorspringenden Grundpfeiler 
des Debelo brdo darstellt. 


224 Dr. Fritz v. Kerner. [10] 


In geologischer Beziehung konzentriert sich am Westabhang 
des Mosor das Interesse auf das Vorkommen von Breceien, welche 
speziell diesem Gebiete eigentümlich sind und dem ihre Unterlage 
bildenden Rudistenkalke diskordant aufruhen. Sie bestehen aus zu- 
meist kleinen eckigen Fragmenten dieses Kalkes, die durch eine 
spärliche Kittmasse zusammengehalten werden. 


In dieses Zwischenmittel sind mitunter vereinzelte kleine Num- 
muliten eingeschlossen. Die Dimensionen der Fragmente schwanken 
häufig nur zwischen Nuß- und Apfelgröße. Mehr als faustgroße Stücke 
sind an manchen Orten eine Seltenheit. Stellenweise kommen auch 
Partien vor, die aus nur erbsengroßen Steinchen zusammengekittet 
sind. Die Farbe der Bruchstücke ist zumeist weiß, seltener lichtgrau, 
gelblich oder bräunlich. Die Kittmasse erscheint bald tonig, bald 
mehr sandig und rostrot bis braun gefärbt. 


Das hervorstechendste Merkmal dieser Breccien ist ihre aus- 
gezeichnete Schichtung. Die Dicke der Bänke schwankt zwischen 
einigen Dezimetern und einem Meter, als Mittelwert kann vielerorts 
etwa !/; m angenommen werden. Diese Schichtung in scharf vonein- 
ander abgesetzte dünne Bänke tritt beim Anblick der aus diesen 
Breccien bestehenden Gehängeteile in einer höchst auffälligen Weise 
hervor, und zwar nicht bloß beim Anblick aus der Nähe, aus weiter 
Ferne noch kann man diese Breccien von ihrer Unterlage, dem 
Rudistenkalke, deutlich unterscheiden. Besonders eigenartig gestaltet 
sich das Bild, das man vor sich hat, wenn man den Westabhang des 
Mosor von Clissa aus betrachtet. Man gewahrt hier eine Unzahl von 
dünnen, dicht nebeneinander hinlaufenden, mehrfach gewundenen 
Streifen, die in verschiedenen Richtungen die unteren Abhänge des 
Berges überziehen und an mehreren Stellen zungenförmig in die 
oberen Gehängeteile eingreifen. Es dürfte schwerlich Fälle geben, in 
welchen die Lagerung der Schichten das Bergrelief so vollkommen 
und ausschließlich beherrscht wie hier. 


So scharf die Breccien an der Westseite des Mosor in ihrer 
typischen Entwicklung charakterisiert erscheinen, so gibt es doch 
auch Fälle, in welchen eine Entscheidung schwer ist, ob man noch 
von solchen Breccien sprechen solle oder nicht. Die Notwendigkeit, 
eine solche Entscheidung vorzunehmen, drängt sich bei der geologi- 
schen Kartierung des Gebietes zwingend auf. In lithogenetischer 
Hinsicht kann es nicht befremden, daß Ubergänge zwischen den die 
Kalkmasse des Mosor umhüllenden verschiedenen Gesteinsbildungen 
vorhanden sind. 


An manchen Punkten trifft man Felsen an, die das die Er- 
kennung der Schichtlage oft ganz ausschließende Karrenrelief des 
Rudistenkalkes zeigen, dabei aber eine mehr oder minder deutliche 
klastische Struktur erkennen lassen. Desgleichen gibt es Übergänge zu 
dem Konglomerat von Clissa, so sehr auch dieses letztere in seiner 
typischen Entwicklung (klastisches Gestein aus durchwegs runden, 
sehr verschiedenfärbigen Kalkstücken und kleinen dunklen Horn- 
steinchen) von den Westmosorbreecien abweicht. Als Unterscheidungs- 
merkmal kann hier die Vergesellschaftung mit Mergelschichten gelten, 


[11] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 2925 


welche für die Konglomerate der Clissaner Bucht die Regel, für die 
in Rede stehenden Breccien eine äußerst seltene Ausnahme ist. 

Der nordöstliche Eckpfeiler des Debelo brdo wird durch den 
Rücken dargestellt, welcher sich ostwärts von dem steilen Riffe, den 
das Sperrfort Clissa krönt, erhebt. Dieser Rücken besteht aus Kon- 
glomeraten vom Typus jener, welche man bei Clissa antrifft. Neben 
vielem Schutt und Trümmerwerk bemerkt man kleine Schichtkopfriffe, 
die auf der Kuppe oben ein 50—70° steiles Einfallen gegen Süd 
erkennen lassen. Hinter diesem Rücken beginnt der schroffe Grat, 
welcher die Nord- und Westabdachung des Debelo brdo scheidet. An 
seiner Basis trifft man zunächst noch Breccienkalke und zertrümmerten 
Rudistenkalk, der aber bald in homogenen Kalk übergeht. 

Der landschaftliche Kontrast zwischen dem aus Konglomeraten 
aufgebauten Rücken und dem dahinter sich erhebenden Kalkgrat ist 
äußerst scharf. 

Beim Anstiege auf den letzteren gerät man alsogleich in ein 
sehr wüstes Karstterrain mit großen, von vielen Regenrinnen durch- 
furchten Felsbuckeln, zwischen denen vielverzweigte Löcher und Klüfte 
in die Tiefe gehen. Unterhalb des Felskopfes Jame (637 m) trifft 
man zwei Schlünde. Der größere derselben ist zirka 20 m tief, oben 
spaltartig verengt, unten erweitert und zeigt einen ebenen schuttbe- 
deckten Boden von einigen Metern im Geviert. Was die Lagerungs- 
verhältnisse betrifft, so kann man auf der Nordseite der Gratlinie ein 
200 sanftes Einfallen gegen NW bis N erkennen. Ob die steilen 
Felsflächen auf der Südseite des Grates auch der Schichtung parallel 
sind, läßt sich nicht mit Sicherheit entscheiden. Die Gratlinie selbst 
erscheint zu regellos zerklüftet, um einer bruchlosen scharfen Um- 
biegung der Schichten zu entsprechen. 

Weiter oben passiert man dann am Grate selbst zum Teil 
ziemlich flache Felsbuckeln. Man hat dort mehr den Eindruck, daß 
eine Bogenfalte vorliegt, an deren Südwestseite sich die Schichten 
scharf hinabbiegen. Wo aber gleich unterhalb des Grates steile Ab- 
stürze gegen S. vorhanden sind, scheinen dieselben doch bloßgelegten 
Klüftungsflächen zu entsprechen. Bemerkenswert ist hier und weiter 
oben das sporadische Vorkommen von Ephedragestrüppen in dem fast 
gänzlich kahlen Felsterrain. 

Der oberste Teil des Grates ist wieder schwerer zu passieren. 
Gegen die Korito draga, das kleine Hochtal, in welches sich der 
mittlere der drei in die Westseite des Debelo brdo eindringenden 
Gräben fortsetzt, fällt er mit steilen Hängen ab, an denen, wie weiter 
unten, die Lagerung nicht deutlich zu erkennen ist. Am oberen Ende 
des westlichen der zwei Äste, in welche sich die Korito draga spaltet, 
trifft man große Felsplaques, welche gegen N bis NW abdachen und 
so die Schichtlage markieren. 

Die Südseite des Rückens an der Basis des im vorigen genannten 
Grates ist zum großen Teile mit Schutt bedeckt. Zwischen der oberen 
und unteren Hüttengruppe von Smodlaka treten anstehende Partien 
von Clissakonglomerat zutage. 

Das ostwärts folgende Kreidekalkterrain grenzt sich hier sehr 
scharf gegen die Flyschformation ab. Selten stößt selbst in Dalmatien 

Jahrbuch d. K. k, geol, Reichsanstalt, 1904, 54, Band, 2. Heft. (F, v. Kerner.) 30 


226 Dr. Fritz v. Kerner. [12] 


die Karstformation in ihrer abschreckendsten Entwicklung so unver- 
mittelt an das kultivierte Land wie hier. Nur jüngere Lavaströme und 
im Vorrücken begriffene Gletscherzungen bilden manchmal Anlaß zu 
einem so unvermittelten Zusammenstoßen toter und lebender Natur. 
Ein Vergleich mit Gletschereis, das sich in gut bebautes Land vor- 
wälzt, drängt sich bei den erschreckend wüsten Kalkfelsmassen am 
Westfuße des Mosor auch hinsichtlich der Farbe und Oberflächenge- 
staltung einigermaßen auf. 

Nordwärts vom FEingange in den kleinen Graben unterhalb 
Smodlaka sieht man Mosorbreccien, welche das Liegende von Mergel- 
schichten bilden, dem Rudistenkalke aufruhen. In dem sehr wüsten 
Kalkterrain,. das sich vom unteren Teile des Nordwestgrates herab- 
senkt, trifft man zum Teil jene schon früher erwähnten Gesteine an, 
die eine mehr oder minder deutliche Brececienstruktur mit dem Relief 
des Rudistenkalkes kombinieren. 

Entlang der Drateva draga, dem nördlichen der drei in die 
Westseite des Debelo brdo eingeschnittenen Tälchen, erstrecken sich 
die Mosorbreceien bis in die Nähe des Nordwestgrates hinauf. Sie 
bilden die Seitenwände des unteren Talabschnittes, den Rücken zwischen 
den beiden Ästen, in die sich das Tälchen weiter oben gabelt und 
treten dann noch im Umkreise des obersten Talkessels an drei 
Stellen auf. 

Auf dem flachen Rücken, welcher die Dradeva draga nordwärts 
begrenzt, gelangen die Mosorbreceien zu typischer Entwicklung. Man 
trifft dortselbst sehr ausgedehnte, zumeist genau 20% gegen WSW ge- 
neigte Felsflächen, auf denen stellenweise umfangreiche Felsplatten 
als Reste der nächsthöheren Gesteinsbank aufruhen. Zuweilen liegen 
noch die Reste von mehreren einander folgenden Bänken überein- 
ander, was zur Entstehung sogenannter Ruinenreliefs führt. Die Ober- 
flächen dieser Felsplatten sind — entsprechend der Breccienstruktur. 
— schwach höckerig und oft von vielverzweigten Regenrinnen tief 
durchfurcht. Weiter oben trifft man auf dem Rücken viel Schutt und 
Trümmerwerk und nur vereinzelte Felsflächen, die 20° SW fallen. 

Die Grenze gegen den stark zerfressenen Rudistenkalk am Ab- 
hange unter dem Nordwestgrate ist sehr scharf. Sie nähert sich dann 
dem nördlichen Hauptaste der Drateva draga und folgt hierauf, schief 
absteigend, diesem mit großen abgestürzten Kalkblöcken erfüllten 
Tälchen selbst. Der Farbenkontrast zwischen den mit weißlichgrün- 
blättrigen Kompositen reich bewachsenen Breccienbänken und dem 
fast kahlen Kreidekalkterrain ist hier besonders auffällig. Am Rücken, 
der die obere Drateva draga von ihrem südlichen Seitenaste trennt,, 
reichen die Mosorbreccien weit hinauf. Der untere Teil dieses Rückens 
ist mit vielem Eluvialschutte und einer reichen Kompositenvegetation 
bedeckt; höher oben sieht man große Felsflächen, die 15—20° gegen 
W abdachen. 

Dann folgt ein sehr wüstes Kreidekalkterrain, das nordwärts bis 
zum wiederholt genannten Taleinschnitte hinabreicht. Zur Linken des- 
selben lagert an der Südseite des Felsvorkopfes Jame eine kleine 
isolierte Breccienmasse, die 30° SW einfällt. Ein zweites isoliertes 
Vorkommen von Mosorbreccien, das sich schon aus der Ferne als 


[13] Geologische Beschreibung der Mosor planina, 2397 


srünlicher Fleck von seiner Umgebung abhebt, ist auf der rechten 
Seite des obersten Teiles der Drateva draga anzutreffen. Die Ab- 
hänge, welche hinter dem Anfangsstücke dieser Draga zum Nordwest- 
grate hinansteigen, scheinen aus mäßig steil gegen SW abfallenden 
Kalkschichten zu bestehen. 

Am untersten Teile des Rückens, welcher die Drateva draga 
gegen Süd begrenzt, hat man dasselbe Bild wie am Abhange nord- 
wärts von der Mündung dieses Tälchens. Auch hier sehr ausgedehnte, 
sanft gegen W abdachende Gesteinsflächen, auf denen mehr oder 
minder.umfangreiche Felsplatten als Reste nächst jüngerer Breccien- 
bänke aufruhen. Der unterste Teil der Dradeva draga selbst bietet 
ein geradezu ideales Bild einer kataklinalen Talstrecke. Weiter auf- 
wärts folgt am vorgenannten Rücken zerklüfteter Rudistenkalk, der 
an einer Stelle nordwärts bis gegen die Dradeva draga hinabreicht. 

Talaufwärts von dieser Stelle stehen dann eine Strecke weit 
auch auf der Südseite des Tälchens wieder gut gebankte Mosor- 
breccien an. Dann folgt ein Zug von Kreidekalk, welcher vom Fels- 
kopfe Ostrovac in nordwestlicher Richtung zur Dradeva draga hinab- 
streicht und noch auf die Nordseite derselben übergreift. Diese Stelle, 
wo das Tälchen ganz in Rudistenkalk eingeschnitten ist, befindet sich 
ganz nahe jenem Punkte, an welchem es gegen Süden einen Seiten- 
graben abgibt. Auf der Nordseite des Ostrovac lagert im Bereiche 
dieses muldig erweiterten Grabens eine isolierte Partie von Mosor- 
breccien. Dieselben fallen sanft gegen WNW und sind stellenweise 
sehr dünnbankig. 

Am Rücken des Ostrovac erscheint es besonders schwierig, die 
Grenze zwischen Rudistenkalk und den ihm diskordant auflagernden 
Breccien kartographisch zu fixieren. In ihrer typischen Form heben 
sich diese Auflagerungen durch ihre gute Bankung wohl deutlich von 
ihrer Unterlage ab; es kommen hier aber jene Übergangsgebilde zu 
größerer Entwicklung, welche bei mehr oder minder deutlicher 
‚Breccienstruktur ein wüstes Karrenrelief aufweisen. 

Die Lagerungsverhältnisse des Rudistenkalkes sind hier sehr 
schwer zu erkennen. _ Es dürfte sich beim Rücken des Ostrovac um 
eine kleine Schichtauffaltung handeln, deren beiderseitige Neigung 
geringer ist als jene der beiderseitigen Gehänge. 

Gegen Süden fällt der schroffe Felskopf Ostrovac mit einem 
steilen Abhang zu dem mittleren und größten der drei in die West- 
seite des Debelo brdo eindringenden Gräben ab. Dieser Graben wird 
in seinem schluchtartigen unteren Teile nur mit dem Gattungsbegriffe 
-„na doci“ oder „dol“, in seinem oberen Teile als Korito draga be- 
zeichnet. An der Mündung dieses Grabens trifft man zu beiden Seiten 
typische Mosorbreccien an. Zur Linken (Nordseite), woselbst in einen 
Fels eine römische Inschrift eingehauen ist, fallen diese Brecceien 
sanft gegen Süden ein. 

Weiter taleinwärts wird das steile Nordgehänge durch Rudisten- 
kalk, das Südgehänge durch Breccien gebildet. Die nördliche Schlucht- 
seite ist ein wüstes, schwer passierbares Felsgehänge ohne erkennbare 
Lagerung der Schichten. Die südliche Talseite zeigt dagegen einen 
schönen treppenförmigen Aufbau, Der Grund der Schlucht ist mit 

30* 


228 Dr. Fritz v. Kerner. [14] 


vielem, von Brombeergestrüpp umranktem Blockwerk erfüllt. Unter- 
halb des Ostrovac greifen die Breccien eine kurze Strecke weit auf 
die nördliche Schluchtseite hinüber. Weiter taleinwärts ist dagegen 
die Schlucht, die hier steil ansteigt, ganz in Rudistenkalk einge- 
schnitten, da sich die Basis der Breccien auf der südlichen Schlucht- 
seite hinanzieht. 

Jenseits eines Vorsprunges, den das südliche Gehänge schief 
gegenüber vom Ostrovac bildet, reichen die Breccien wieder bis zur 
Schluchtsohle hinab, welche dort infolge ihres eben erwähnten steilen 
Anstieges viel höher liegt als unterhalb jenes Vorsprunges. Diese 
Senkung der unteren Brecciengrenze erfolgt aber nicht allmälig, 
sondern plötzlich längs einer am Gehänge hinabziehenden Störungs- 
linie, an welcher die Brecceienbänke haarscharf abgeschnitten sind. 
Diese Stelle bezeichnet den Ubergang des unteren schluchtartigen 
Teiles des in Rede stehenden Grabens in den erweiterten oberen 
Teil desselben. Die südliche Begrenzung des ersteren Teiles wird 
durch einen flachen Rücken dargestellt, welcher in seiner Gesamtheit 
aus Mosorbreccien besteht; die Südseite des oberen Grabenteiles 
wird dagegen von den Nordabhängen eines Grates gebildet, welcher 
oberhalb jenes Rückens zum Südwestgrate des Debelo brdo ansteigt 
und fast ganz aus Kreidekalk besteht. Während man daher im unteren 
schluchtartigen Grabenteile beim Anstiege über das Südgehänge stets 
Mosorbreccien passiert, gelangt man ober jenen Breceien, welche an 
der erwähnten Bruchlinie scharf abschneiden, bald wieder auf Rudisten- 
kalk. Man kann dort deutlich sehen, daß die Breccien diesem Kalke, 
welcher 30° NW fällt, diskordant aufliegen. 

Das Breccienlager besteht aus 1/, bis !/; m dicken Bänken, 
welche in ihrem O—W-Streichen eine schwache Senkung gegen W 
erfahren, so daß das zirka 15° sanfte Einfallen gegen WNW gerichtet 
ist. Die Brecceie besteht hier aus zumeist wallnuß- bis erbsengroßen, 
sroßenteils eckigen Fragmenten, die durch ein spärliches Zwischen- 
mittel verkittet sind, in welchem vereinzelte Nummuliten liegen. 
Zufolge seiner außerordentlich regelmäßigen Bankung und scharfen 
Abgrenzung gegen das umgebende Felsgewirre macht dieses Breccien- 
lager am unteren Ende der Korito draga fast den Eindruck einer 
künstlich ausgehauenen gigantischen Felsentreppe. 

Taleinwärts erstreckt sich dieses Breccienlager nicht sehr weit 
und es reicht dann der Rudistenkalk bis zu dem begrasten Schutt- 
saume hinab, welcher den Fuß der südlichen Talseite begleitet. Auf 
der gegenüberliegenden Seite hat man zu unterst eine mit magerem 
Rasen bewachsene Schuttzone, in welcher an vielen Stellen dünn- 
bankige 10—15° W fallende Breccien zutage treten. Weiter oben 
folgt ein abschreckend wüstes Felsgehänge, das zum obersten Ab- 
schnitte des Nordwestgrates des Debelo brdo aufsteigt. 

Die Sohle des Hochtälchens ist von einem zumeist trocken 
liegenden Rinnsale durchfurcht. 

Etwas weiter talaufwärts trifft man vor der Mündung eines 
rechts (Südseite) abgehenden Seitengrabens auch auf der südlichen 
Talseite wieder eine Anzahl Breccienbänke, welche 15° gegen NW 
einfallen. Am Fuße des Grates, der sich zwischen diesen Seiten- 


[15] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 224 


graben und den Hauptast der Korito draga vorschiebt, liegt aber in 
der begrasten Talsohle wieder eine Felsmasse von Rudistenkalk. 

Im ziemlich steil ansteigenden Hauptaste der Korito draga be- 
findet sich ein breiter Wiesenstreif, der sich gegen das zu beiden 
Seiten aufsteigende Felsterrain scharf abgrenzt. Man trifft hier stets 
noch dünnbankige, zirka 20% gegen W geneigte Breccien bis zu einer 
Stelle, wo der Wiesenstreif inmitten einer flachen Felsmulde, die den 
Anfang der Korito draga darstellt, sein Ende findet. Im Grate auf 
der Südseite dieses Talbeginnes befindet sich neben einer schmalen 
Scharte eine kleine Höhle. Der breite Wiesenstreif ist mit vielen 
Blöcken und Trümmern von Rudistenkalk bestreut und in seiner 
Mittellinie von einem Aufrisse durchzogen, an dessen Seiten unter 
einer dünnen Humusdecke Schutt sichtbar ist. 

Der südliche Seitenast der Korito draga steigt in seinem untersten 
Teile steil empor, so daß sein Mittelstück höher liegt und von seiner 
Felsumrahmung weniger hoch überragt wird als der Hauptast. Der 
Boden dieses ziemlich flachen Grabens besteht zum großen Teile 
aus anstehenden Felsmassen, so daß es hier nicht zur Entwicklung 
einer zusammenhängenden, mit Rasen bewachsenen Schuttdecke kommt. 
Typische Mosorbreceien fehlen hier. 

Auf seiner Südseite wird der unterste Teil dieses Seitengrabens 
durch eine Felswand begrenzt, in deren zahlreichen Klüften eine 
reiche Moosvegetation zur Entwicklung kommt. Ober dieser Wand 
steigt das Terrain zu jenem Vorkopfe des Debelo brdo auf, welcher 
den westlichen Endpunkt des Mosorkammes darstellt (939 m) und 
zufolge seiner weit vorgeschobenen Lage einen wundervollen Blick 
auf das dem Beschauer tief zu Füßen liegende Gelände von Salona 
und Spalato gewährt. Das streng westlich streichende Verbindungs- 
stück dieses Vorkopfes mit dem Gipfel des Debelo brdo ist ein 
schwer passierbarer schroffer Grat aus stark zerworfenen Felsmassen. 

Die Lagerungsverhältnisse sind in den Graten zu beiden Seiten 
der Korito draga nicht mit Sicherheit erkennbar. Der mittlere, 
welcher sich zwischen die beiden Wurzeln dieses Hochtales vorschiebt, 
scheint aus gegen W einfallenden Schichten zu bestehen. Dasselbe 
dürfte bei dem eben genannten Grate im Süden der Korito draga 
der Fall sein. An der Westabdachung des letzteren trifft man an 
mehreren Stellen zirka 30° gegen W bis NW geneigte Felsflächen, 
die als Schichtflächen zu betrachten sind. 

Das Schichtfallen wäre dann in jenen Graten parallel zu deren 
Längserstreckung. Daneben dürften aber auch lokale Schichtwölbungen 
mit zur Längsrichtung der Grate paralleler Achse vorhanden sein. 
Am Südabsturz des Grates, welcher die Korito draga im Norden 
begrenzt, ist die Lagerung der Kreideschichten ganz unklar. 

Am Rücken von Vindi, welcher die untere schluchtartige Fort- 
setzung der Korito draga im Süden begrenzt, kommt das durch die 
Mosorbreccien bedingte Relief zu schärfstem Ausdrucke. 

Dieser völlig kahle Rücken zeigt eine höchst auffällige Streifung 
und Bänderung und übertrifft betreffs der Regelmäßigkeit derselben 
womöglich noch die Abhänge zu beiden Seiten der Draleva draga. 
Am Nordabhang des Rückens fallen die Breccienbänke gegen den 


230 Dr. Fritz v. Kerner. [16] 


Berg zu, eine deutliche Treppenform des Abhanges bedingend. Sie 
zeigen aber gleichzeitig in der Streichungsrichtung O—W eine Senkung 
gegen West, so daß das Einfallen südsüdwestlich ist. Auf der Rücken- 
fläche sind sie 10° gegen West geneigt. Höher oben, im Bereich der 
Wurzelresion des Rückens, südlich von der Stelle, wo der schlucht- 
artige untere Abschnitt der Korito draga in den oberen talartig er- 
weiterten Teil übergeht, ist schwach hemizentroklinale Lagerung mit 
WSW—WNW-Fallen zu bemerken. Am Westabhang des Rückens 
Vinöi sind die Breccienbänke gleichfalls 10% sanft gegen NW—WNW 
geneigt. 

Südwärts von dem Rücken Vinci befindet sich der dritte jener 
Gräben, welche in die Westseite des Debelo brdo eindringen. Durch 
eine breite flache Vorwölbung, welche der untere Teil der Westab- 
dachung des wiederholt genannten Vorkopfes des Debelo brdo bildet, 
wird dieser dritte Graben in zwei Aste gespalten. Der größere nörd- 
liche dieser beiden Aste führt zu einer umfangreichen, mit Terra 
rossa erfüllten dolinenartigen Einsenkung hinauf, in welcher sich eine 
reiche Baumvegetation entfaltet. Es ist dies die einzige Oase im 
Bereich der unwirtlichen Westabhänge des Debelo brdo, die einzige 
Stelle, wo der Wanderer in dieser öden Felsengegend Schutz vor 
Sonnenglut und vor Unwetter finden kann. 

Der Graben, welcher zu dieser Baumoase ansteigt, bezeichnet 
ungefähr die südliche Grenze jenes mächtigen Komplexes von Mosor- 
breccien, welcher den Rücken Vindi aufbaut. 

Der Abhang auf der Südostseite des Grabens ist ein sehr wüstes 
Kreidekalkterrain. Die Grenze folgt jedoch nicht überall genau dem 
Talwege. Am Nordabhange des Grabens, beziehungsweise am Süd- 
abfall des Rückens Vindi erscheint innerhalb der Breccienmassen 
ein Streifen von Rudistenkalk, welchem eine schmale, sehr steile 
Gehängezone entspricht. Man sieht die Breccienbänke diesem mauer- 
ähnlichen Kalkzuge deutlich aufliegen und seinem Fuße diskordant 
anlagern. 

Der kleinere südliche der beiden Gräben, welche den Westfuß 
des Debelo. brdo-Vorkopfes zwischen sich aufnehmen, ist ganz in Ru- 
‚distenkalk eingeschnitten. Das Schichtfallen ist hier, soweit es sich 
erkennen läßt, mäßig steil nördlich. 

Etwas westwärts von diesem Graben beginnt das dritte der 
großen Brecceienlager am Westfuße des Mosor. Dieses dritte Lager 
überdeckt die unteren Westabhänge jenes Rückens, welcher die untere 
Kovatevicterrasse gegen West begrenzt. Die Ostgrenze dieses Lagers 
ist ziemlich scharf und zieht sich in einer Entfernung von ungefähr 
150 m vom vorigen Graben am Abhange empor. Die obere Grenze 
ist streckenweise nicht gut im Detail verfolgbar; sie verläuft wellig, 
indem die Breccien bald höher, bald weniger hoch am Abhange 
hinaufreichen. 

Die Mosorbreccien fallen hier 20—25° gegen N bis NNW ein. 
Ihre Schichtköpfe verlaufen in der Neigungsrichtung des Gehänges, 
so daß die durch sie gebildeten Stufen in der Streichungsrichtung 
des Gehänges von WSW gegen ONO aufeinanderfolgen. Größere, 
polygonal zerklüftete Felsflächen trifft man besonders im östlichen 


[17] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 231 


Teile dieses Breceienlagers. Mehr gegen SW zu ist das mit einer 
mäßig reichen Wachholdervegetation bekleidete Gehänge zum großen 
Teile mit den Zerfallsprodukten früherer Breceienbänke überstreut. 

Gegen SW reicht diese Breccienmasse bis zu jener Schlucht, 
welche in der östlichen Verlängerung des Jadrotales liegt. Die Nord- 
ostwand dieser Schlucht zeigt einen sehr markanten treppenförmigen 
Aufbau. Die langen, den Breccienbänken entsprechenden Felsstufen 
senken sich gegen NW in der Richtung gegen die Schluchtmündung, 
so daß das Einfallen mehr nördlich als nordöstlich ist. Der. Steilrand, 
längs welchem die nordöstliche Schluchtseite mit dem gegen NW. ab-: 
dachenden, mit Juniperus bewächsenen Gehänge zusammenstößt, wird: 
durch den mauerähnlichen Schichtkopf einer mächtigen Brecceienbank. 
markiert. An diesem Steilrande trifft man als Einlagerung zwischen 
zwei dicken Brecceienbänken eine schmale Zone von gelbem, im Bruche 
grauem Mergelschiefer. Die Breccien bestehen hier aus kantigen 
weißen Kreidekalkfragmenten von sehr verschiedener Größe. Auch. 
Gesteinspartien aus sehr kleinen Splittern kommen vor. Das Binde- 
mittel ist eine bräunliche, sandige Masse. 

Nach abwärts setzt sich dieser Steilrand in jenen Grat fort, 
dessen Ende sich bis zu der au an des Zavlie Bote mit- 
dem Jadro vorschiebt. 

Dieser Grat baut sich bereits aus einem Seentkompiek auf, 
welcher einen oftmaligen Wechsel von klastischen Gesteinen und 
Mergeln zeigt, wie er für die Gebirgsbucht von Clissa charakteristisch 
ist. Die ersteren sind hier betreffs der Form der Fragmente mehr- 
als Konglomerate denn als Breccien zu bezeichnen und verraten sich 
als fluviatile Bildungen auch durch die lithologische Verschieden- 
artigkeit ihrer Bestandteile. 

Am letzten Vorkopfe des Grates trifft man 45° NO fallende kom- 
pakte weiße Breccien an, dann folgen Sandsteine, grauer Kalk, Flysch- 
mergel und wieder weiße Breccien und grauer Kalk. In der Um- 
gebung der Kapelle Sv. Ivan stehen mäßig steil gegen ONO ein- 
fallende Konglomerate aus weißen, gelblichen und rötlichen Kalk- 
stücken an. Am Südabhang des Grates sieht man viel Flyschmergel 
aufgeschlossen. Der wilde Felszirkus, aus dessen Grund der Jadrofluß 
hervorquillt, besteht aus jenen festen weißen, oft von bläulichen. 
Flecken und Adern durchsetzten Breccien, welche ich nach diesem 
Fluß benannt habe. 


II. Die Nordabhänge des westlichen Mosor. 


Das im folgenden zu schildernde Gebiet umfaßt die Nordseite 
des Grates, welcher aus der Gegend ober Clissa zum Debelo. brdo, 
aufsteigt und die nördliche Abdachung des Kammes, welcher sich von 
dieser Kuppe bis zum Berge Lubljan hinzieht.. Letzterer Kamm dacht: 
gegen das Dugo polje ab, wogegen der von ihm gegen WNW ab- 
gehende Grat zu einer Tiefenzone abfällt, welche in der westlichen. 
Fortsetzung. des Dugo polje liegt. Der östliche Teil dieser von flachen 
Dolinen erfüllten Zone wird durch einen niedrigen Riegel vom nördlich. 


232 Dr. Fritz v. Kerner. [18] 


anstoßenden Vucje polje getrennt. Der westliche Teil der Zone wird 
durch den Ko&ino brdo abgegrenzt. 

Die Nordseite des Westmosor ist wohl der in jeder Hinsicht am 
wenigsten interessante Teil des ganzen Bergmassivs. In geologischer 
Beziehung ist allerdings die ganze Nordflanke des Mosor infolge ihrer 
ausschließlichen Rudistenkalkbedeckung und einfachen Tektonik wenig 
anziehend; am Nordabhange des Mittelmosor bietet aber wenigstens 
die ziemlich mannigfaltige Terraingestaltung einige Abwechslung und 
auch der Nordabfall des Ostmosor gewährt zufolge seiner größeren 
Steilheit einen interessanten Anblick. Das hier zu schildernde Gebiet 
ist aber auch in morphologischer Beziehung ziemlich monoton und 
ohne landschaftliche Reize, 

Der Nordwestgrat des Debelo brdo dacht gegen N mit einem 
sehr einförmigen Gehänge ab, das nur in der Mitte seines Fußteiles 
durch eine isolierte Kuppe, die Gradina sutain, unterbrochen wird. 
In den Nordabhang des Kammes, der sich vom Debelo brdo zum 
Lubljan hinzieht, sind dagegen drei Terrassen eingeschaltet, jene von 
Simi6c staje, jene von RogoSic staje und die Gebirgsstufe westlich von 
der Kuppe Trnavaec nebst der weiter westlich gelegenen Terrasse von 
Korito. 

Der Rücken ober Clissa, welcher die Basis des Nordwestgrates 
des Debelo brdo bildet, besteht, wie schon im vorigen Abschnitte er- 
wähnt wurde, aus Olissakonglomerat. Gegen N dacht er zu jenem 
Taleinschnitte ab, der sich hinter dem genannten Orte in das Karst- 
plateauland vorschiebt und eine Seitennische der Clissaner Bucht 
darstellt. 

Die Ostseite des inneren Teiles dieser Nische wird durch einen 
Sporn von Kreidekalk gebildet, welcher aus dem Karstplateau bei Grlo 
gegen Süden vorspringt. Vom Nordrande des Konglomeratrückens wird 
die Spitze dieses Spornes, auf welcher die Reste eines alten Wacht- 
turmes stehen, durch einen kleinen Paßeinschnitt getrennt, über welchen 
ein Pfad zu den Hütten von Miovilovid hinüberführt. Auf diesem Passe 
stehen sehr stark verbogene und verquetschte Flyschgesteine an, welche 
steil gegen N einfallen. 

In der östlichen Fortsetzung des aus Konglomeraten aufgebauten 
Rückens, dessen Nordabhang von vielen Schichtkopfriffen durchzogen 
ist, liegen terrassierte Acker, in welchen die Humusunterlage aus 
eluvialem Schutt besteht. Die untere Grenze dieses gegen N ab- 
dachenden Kulturterrains ist von der Terra rossa-Mulde am steilen 
Östrande des Kreidekalkspornes bei MioviloviC durch eine schmale 
Zone von anstehendem Konglomerat getrennt. Diese Zone setzt sich 
— einige Terra rossa-Felder in sich schließend — und zum Teil mit 
Gebüsch bewachsen bis halbwegs zwischen Rizvan und Kurtovie gegen 
ONO fort. 

Man hat hier typisches Clissakonglomerat mit kleinen dunklen 
Hornsteinen, welche auf. den Gesteinsflächen häufig ausgewittert sind. 

Südwärts von dieser Zone erhebt sich bei Rizvan ein kleiner 
Felskopf. Am Nordabhange desselben trifft man stark zerrissene Fels 
massen von Rudistenkalk, Auf seiner dem Mosorgrate zugekehrten 
Südseite ist das Gestein mehr breccienartig. Zwischen diesem Felskopfe 


[19] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 233 


und dem Fuße des Gehänges, das zum Grate des Mosor aufsteigt, 
lagern ostwärts von einer sehr umfangreichen Terra rossa-Mulde schön- 
gebankte Breceien, die mehr gegen den Felskopf zu 10° sanft nach 
WNW und mehr gegen den Fuß des Mosorgrates hin noch sanfter 
gegen WSW einfallen. 

Auf der Ostseite des Felskopfes bei Rizvan begrenzt sich dieses 
Breccienlager mit einem gegen O konvexen Bogen. Die diskordante An- 
lagerung der dort 10—15° gegen NW bis WNW einfallenden Breceien- 
bänke an den umgebenden Rudistenkalk ist sehr deutlich zu erkennen. 

Im flachen Steingefilde, das sich zwischen der Glavica bei Rizvan 
und der Gradina sutain am Nordfuße des Mosor ausbreitet, trifft man vor- 
zugsweise lichtgrauen dichten Kreidekalk, der stellenweise zu plattiger 
Absonderung neigt. Dieses von zahlreichen Dolinen erfüllte Karstterrain 
ist reich an großen schönen Karrenformationen. Das Einfallen der 
Schichten ist sanft nördlich. Seine Bezeichnung Zelena verdankt der 
östliche Teil dieser Karstlandschaft der ziemlich reichen Vegetation, 
in welcher hier sommergrüne Eichen stark vertreten sind. 

Am Abhange, der von diesem Steinfelde zum Nordwestgrate des 
Debelo brdo aufsteigt, tritt demjenigen, der die Nordseite des Mosor 
in der Richtung von W gegen SO durchstreift, zum erstenmal ein 
geomorphologischer Typus vor die Augen, welcher weiter ostwärts, vor- 
nehmlich an den Nordgehängen des Lubljan und Jabukovac zu noch 
schärferer Entwicklung kommt und der geradezu als Charakteristikon 
der Nordseite des Mosor zu bezeichnen ist. Es ist diejenige Ober- 
flächenform eines Berggehänges, welche dann zustande kommt, wenn 
ein in dicke Bänke abgesonderter Gesteinskomplex mit einer schwächeren 
Neigung, als jene des Gebänges ist, gleichsinnig mit diesem abdacht. 

Während treppenförmige Gehänge, welche durch sanft gegen das 
Gebirge zu einfallende, gut gebankte Schichten hervorgerufen werden, 
in Norddalmatien häufig in schöner Ausbildung und großer räumlicher 
Erstreckung anzutreffen sind, kommt jene Stufung der Gehänge, die 
infolge exokliner Lagerung der Schichten auftritt, ziemlich selten und 
nur lokal zu deutlicher Entwicklung. Am Nordabhange der westlichen 
und mittleren Mosor planina ist sie aber eine regionale, das ge- 
samte Landschaftsbild oft ausschließlich beherrschende Erscheinung. 
Der Anblick einer solchen durch exokline Lagerung bedingten Stufung 
ist von der durch endokline Schichtlage veranlaßten ganz verschieden. 
Bei letzterer hat man eine deutliche Felstreppe vor sich mit mehr 
oder minder scharf voneinander abgesetzten, weithin verfolgbaren 
Stufen. Bei sanfter exokliner Lagerung nehmen aber Schichtflächen 
und Denudationsflächen von Schichtköpfen abwechselnd an der Zu- 
sammensetzung des Gehänges Anteil. Dieser Wechsel ist indessen 
nicht so regelmäßig, daß man — derselben Isohypse folgend — stets 
über Schichtflächen oder stets über Schichtköpfe schreiten würde. Es 
wechseln infolge ungleichmäßiger Abtragung auch in der Streichungs- 
richtung Schichtflächen und Schichtkopfflächen miteinander ab. 

Letztere lassen ihre Zusammensetzung aus schiefen Durchschnitten 
von aneinanderstoßenden Gesteinsbänken manchmal nur schwer er- 
kennen, indem es zu gar keiner Stufenbildung kommt. Das Karren- 
relief trägt das Seinige dazu bei, die Schiehtung zu verwischen, so 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 31 


234 Dr. Fritz v. Kerner. [20] 


daß es nicht immer möglich ist, mit Sicherheit festzustellen, ob man 
sich auf einer Schichtfläche oder auf einer schiefen Durchschnitts- 
fläche einer Gesteinsbank befindet. An Gehängen mit endokliner 
Lagerung wird man hingegen darüber kaum je im Zweifel sein. 

In vielen Fällen sind aber doch auch bei exokliner Lagerung die 
einzelnen Schichtköpfe voneinander abzugrenzen und beim Gesamt- 
anblicke der Abhänge auf der Nordseite des Mosor tritt der Aufbau 
aus übereinander folgenden Gesteinslagen ziemlich gut hervor. Blickt 
man an einem so beschaffenen Gehänge bergaufwärts, so zeigt sich 
eine mehr oder minder deutliche Segmentierung in horizontale Fels- 
bänder, die den Durchschnittsflächen der einzelnen Kalkbänke ent- 
sprechen, und zwar wird infolge des angenäherten Zusammenfallens 
des Gesichtswinkels mit der Schichtneigung der Anblick einer Quer- 
streifung auch dann vorhanden sein, wenn die Demarkationslinien der 
einzelnen Gesteinsbänke einen sehr welligen Verlauf nehmen, be- 
ziehungsweise dieselben Bänke in sehr wechselnder Höhe abgeschnitten 
sind. An einem Gehänge mit endokliner Lagerung würde letzterer 
Umstand bei bergaufwärts gerichtetem Blicke sich sogleich durch 
Sichtbarwerden einer Nische oder ausgebrochenen Stelle in dem 
Stufenbau verraten. Beim Blick bergabwärts ist dagegen bei exokliner 
Lagerung meist keine Stufung und Quergliederung wahrnehmbar, da 
man dann die Trennungslinien der Bänke größtenteils nicht zu Gesicht 
bekommt. 

Auf eine besondere Eigentümlichkeit dieser exoklinen Abhänge 
der Nordseite des Mosor soll gleich hier aufmerksam gemacht werden. 
Es ist das häufige Erscheinen nasser Streifen oder der Residuen 
derselben, nämlich schmaler, mit feinem eingetrockneten Schlamm 
überzogener schmaler Bänder auf den stärker geneigten Felsflächen. 
Diese Streifen gehen von querverlaufenden feinen Ritzen oder klaffenden 
Spalten aus und finden sich zuweilen in größerer Zahl nebeneinander. 
Im Zusammenhange mit diesen Streifen trifft man zumeist eine reiche 
Laubmoosvegetation. 

Man hat hier jene Erscheinung vor sich, die, wenn sie in größerem 
Maßstabe auftritt, den einfachsten Fall der Quellbildung repräsentiert. 
Die Erscheinung tritt am Mosor in sehr verschieden starker Ent- 
wicklung auf. Neben Stellen, wo sich nur kurze Zeit nach heftigem 
Regen ein nasser Streifen einstellt und die meiste Zeit hindurch nur 
ein trockenes Schlammband sichtbar ist, gibt es solche Punkte, wo 
selbst noch eine Woche nach einem letzten Regen etwas Wasser 
rieselt. Letzterer Fall setzt das Zusammentreffen mehrerer günstiger 
Umstände voraus: das Vorhandensein einer Gesteinsbank, die bis 
weit in den Berg hinein von keiner offenen Spalte durchsetzt ist, und 
eine derartige Gruppierung der Klüfte in den Hangendschichten, daß 
durch dieselben eine möglichst große Menge von Niederschlägen auf 
jene unterste Bank gelangen kann, und eine solche Gestalt der Ober- 
fläche dieser letzteren, daß eine Sammlung der Wassermengen in eine 
einzige Abflußrinne stattfindet. 

Es wird Sache individueller Auffassung sein, ob man die hin- 
sichtlich der Dauer und Quantität der Wasserführung günstigsten Stellen 
am Nordabhang des Mosor (sie gehören dem mittleren Gebirgsteile an) 


[21] Geologische Beschreibung der -Mosor planina. 235 


schon als sehr schwache regellos intermittierende „Quellen“ gelten 
lassen will oder nicht. Es hängt davon die prinzipielle Beantwortung 
der Frage ab, ob man von „Quellen im Rudistenkalk“ sprechen könne 
oder nicht. Auf Grund der bisherigen Erfahrungen in Gebieten, welche 
nicht die am Nordmosor vorhandenen, für Quellbildung günstigsten 
Bedingungen aufweisen, mußte diese Frage bis jetzt stets in ver- 
neinendem Sinne beantwortet werden. In praktischer Hinsicht ist in 
einem so erschreckend wüsten Felsterrain, wie es der Mosor darstellt, 
jede zutage tretende Wasserspur von hohem Werte. Die Häufigkeit 
des Auftretens der nassen Streifen und Schlammbänder ist der 
Deutlichkeit der Schichtung nicht proportional. Es gibt Regionen, wo 
trotz vollkommener Entwicklung des im vorigen erörterten Gehänge- 
typus nasse Streifen und Moospolster nur sehr selten anzutreffen 
sind; es sagt dies nur, daß gute Schichtung und starke Zerklüftung 
kombiniert sein können. Anderseits sind in verworrenen Felsterrains 
zuweilen viele feuchte Stellen und eine reiche Moosflora zu finden. 
In den letzteren Fällen kann der Moosreichtum als Erkennungsmittel 
der Lagerungsweise dienen. 

Am Nordabhange der Vidakova greda (oberer Teil des Nord- 
ostgrates des Debelo brdo) fallen die Kalkbänke 15—20° gegen N. 
Im Gegensatze zu manchen sehr felsigen Partien der nördlichen 
Gebirgsseite hat dieser Abhang viele zum Teil miteinander in Ver- 
bindung stehende Rasenflecke zwischen den Felsflächen eingeschaltet 
und ist daher leicht zu begehen. 

Die Gradina sutain (der Spezialkarte), auch Sutina gradina und 
Veliki suse (487 m) ist ein zirka 150 m ziemlich steil über seine 
Umgebung aufragender, großer Hügel am Nordfuße des Debelo brdo. 
Die Südseite dieses Hügels besteht aus zerworfenen Felsmassen, an 
denen die Lagerung nicht erkennbar ist; auf der flachen Hügelkuppe 
scheint horizontale Schichtlage vorhanden zu sein. Das Nordgehänge 
ist in tektonischer Hinsicht wieder unklar; vermutlich hat man mäßig 
steiles WNW- und NW-, vielleicht auch N-Fallen vor sich. Im Terrain 
nördlich der Gradina sutain dürfte flache Lagerung vorhanden sein. 
Der kleine Hügel (389 m) nordostwärts von der Gradina scheint aus 
zirka 300 gegen NW geneigten Schichten zu bestehen. Zwischen 
diesem Hügel und dem Doppelhügel, welcher an der Südwestecke 
des Dugo polje aufragt, liegt ein flaches Felsterrain, in welchem man 
die Lagerung nicht erkennen kann. Östlich von diesem Doppelhügel, 
bei Smodlaka ist sanftes nördliches Einfallen konstatierbar. Der Kalk 
ist hier ziemlich gut geschichtet. Weiter ostwärts wird die Schichtung 
weniger deutlich und nimmt an Steilheit zu: 45—60° Einfallen gegen 
Nord. Der ostwärts von Smodlaka in das Dugo polje vorspringende 
Felssporn besteht aus sehr mangelhaft geschichteten Kalkmassen. 

Östlich von der Gradina sutain trifft man teils gut gebankte 
Kalke, die mittelsteil gegen NO fallen, teils undeutlich geschichtete 
Kalkmassen, die zur Entwicklung einer Felswildnis Anlaß geben. In 
dieser Gegend befindet sich unfern der Hütten von Balic eine große 
Höhle. Ihr durch ein flach bogiges Felstor gebildeter Eingang ist 
etwa 25 m breit und 10 m hoch. | 

Von diesem Tore zieht sich in südöstlicher Richtung ein zirka 

312 


236 Dr. Fritz v. Kerner. [22] 


35° geneigter Kanal hinab, der bei 15 m hoch und bis gegen 30 m 
breit ist. Der Eingang und der Boden dieses großen Felskanals ist 
mit wüstem Blockwerk hoch bedeckt, die gewölbte Decke mit spär- 
lichen Tropfsteinleisten überzogen. Dieser Kanal verengt sich dann 
auf 15—5 m Breite und 10—8 m Höhe und ändert zugleich seine 
Richtung in SSO. Der Boden dieses unteren zirka 25 m langen 
Höhlenganges ist sehr uneben und mit großen Sinterklötzen besetzt, 
auf welchen kurze Stalagmiten stehen. Zur Rechten gewahrt man 
eine hohe Tropfsteinsäule und hinter derselben an der Höhlenwand 
einen hübschen Sinterüberzug. Die Höhle ist sehr feucht, da an 
vielen Stellen von der Decke Wasser abtropft. Im Eingangsteile 
trifft man ein üppiges Staudendickicht, im unteren Grottenteile sehr 
viel Moos- und Algenvegetationen an. Man wird hier bezüglich des 
Gesamtbildes an den äußern Teil der später zu erwähnenden Grotte 
von Kotlenice erinnert und möchte fast vermuten, daß, so wie dort, 
auch hier in größeren Tiefen reich mit Tropfsteinbildungen gezierte 
Hohlräume vorhanden seien. Es ist darüber aber nichts bekannt und 
auch am Fond der Höhle keine Spalte offen, die einen Weg ins 
Innere weisen würde. 

Die Hütten von Bali6 stehen am Fuße eines mächtigen Berg- 
vorsprunges, der in einer 663 m hohen Kuppe kulminiert. Oberhalb 
der Gradina sutain wölben sich an der Nordseite des Debelo brdo 
gleichfalls zwei schmale Abhangrücken auf, welche einen tiefen Graben 
einschließen. Zwischen dem östlichen dieser beiden Rücken und dem 
großen Bergvorsprunge ober Balic kommt so eine breite und flache, 
gegen unten sich verschmälernde Einmuldung des unteren Mosor- 
abhanges zustande. Auf der Rückseite derselben trifft man viele um- 
fangreiche 10—15° gegen N einfallende Felsschichtflächen. Da hier 
das Gehänge selbst sehr sanft und durchschnittlich mit dem Neigungs- 
winkel der Schichten abdacht, kommt hier ein anderes morpholo- 
gisches Bild zustande, als an der Vidakova greda weiter westwärts. 
Auf der Kuppe des Gehängevorsprunges ober der Gradina sutain 
liegen die Schichten horizontal und biegen sich gegen N und OÖ sanft 
hinab. An der Ostseite der Kuppe trifft man große flache Felswülste 
mit vielen scharfrandigen, durch Regenwasser ausgewaschenen Becken. 
Auf der Rückenfläche des großen Bergvorsprunges ober Bali6 kon- 
statiert man vorzugsweise sehr sanftes Einfallen gegen NNO bis N 
und völlig horizontale Schichtlage mehr als lokalen Befund. Betreffs 
der lithologischen Beschaffenheit der Kalke, welche diese Region 
aufbauen, sei bemerkt, daß in den untersten Gehängezonen dichte, 
mehr bergaufwärts körnige, rudistenreiche Kalke dominieren; lokal 
kommen auch weiße Breccien mit in die Kittmasse eingeschlossenen 
Rudistentrümmern vor. 

Oberhalb jenes beiläufig bei 600 m liegenden Niveaus, in 
welchem sich die erwähnten Beıgvorsprünge entwickeln, zieht sich 
ein sehr einförmiges, von keinerlei Vorsprüngen und Furchen unter- 
brochenes Gehänge zur Terrasse von Korito hinan. Dasselbe gliedert 
sich in eine untere und obere steile und eine mittlere sanft abdachende 
Zone, welch letztere weiter ostwärts in der Gebirgsterrasse von 
RogoSiö ihre Fortsetzung findet. An diesem Abhange lernt man zum 


[23] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 231 


erstenmal zwei anthropogeographische Eigentümlichkeiten der Nord- 
seite des Mosor kennen. Es sind dies kleine Kornfeldchen und sehr 
primitive kleine mit Stroh gedeckte Steinhütten. Erstere sind mit 
möglichster Ausnützung des gesamten, nicht von Fels bedeckten Bodens 
angelegt und setzen sich, da die mit Erdreich ausgefüllten Zwischen- 
räume der Felsen oft räumlich sehr beschränkt sind, aus winzigen, 
zuweilen kaum 1 m im Geviert messenden, zum Teil getrennten, 
zum Teil konfluierenden Fleckchen zusammen. Stellenweise werden 
allerdings durch Aufführung von kleinen Mauern und künstliche Aus- 
füllung der hinter diesen liegenden Vertiefungen etwas größere Par- 
zellen hergestellt. Dieselben folgen manchmal in größerer Anzahl 
übereinander, eine künstliche Terrassierung der Abhänge bedingend. 
Diese Kornfeldehen am Nordabhang des Mosor bedeuten wohl die 
denkbar fleißigste Ausnützung eines jeder ökonomischen Verwertung 
feindlichen Gebietes für den Ackerbau. 

Im Frühlinge verleihen diese Kornfelder den Abhängen des 
Mosor auf weite Strecken hin einen grünlichen Schimmer. Im Sommer 
weicht derselbe der lichtgelben Farbe des reifenden Getreides, welche 
sich in den Augen der Poeten zum „Ährengold“ verklärt hat. Unter 
den verschiedenen Versuchen, die auffällige Erscheinung zu erklären, 
daß ein so wüstes Karstgebirge wie der Mosor in der Römerzeit den 
stolzen Titel Mons aureus erhielt, befindet sich auch einer, welcher 
die Bezeichnung Goldberg auf den durch reife Kornfelder bedingten 
güldnen Glanz der Abhänge zurückführt, und noch ein anderer, 
welcher das Ährengold im übertragenen Sinne auf den durch Acker- 
bau zu gewinnenden Wohlstand bezieht. Beide Erklärungsversuche 
erscheinen so wenig befriedigend, wie einige andere später zu er- 
wähnende. 

Ober dem vorhin genannten, teilweise mit Kornfeldern über- 
deckten Abhange, in welchem die Schichten mehr oder weniger steil 
gegen N einfallen, breitet sich die Terrasse von Korito aus. Diese 
ist ein etwa 1 km langes und !/; km breites, stark welliges Fels- 
terrain mit vielen von Terra rossa erfüllten kleinen Mulden. 


III. Die Nordostabhänge und der Kamm des 
westlichen Mosor. 


Das ostwärts von dem Bergvorsprunge ober Bali befindliche 
Gehänge steigt zu dem östlichen Teile des Westmosor, dem Grate des 
Plisevae empor. Dieses Gehänge ist durch drei mehr oder minder 
deutlich ausgeprägte Stufen unterbrochen. Vom Südrande des mittleren 
Dugo polje steigt das Terrain ziemlich steil zu einer unteren Gebirgs- 
terrasse an, die sich aus einem tieferen westlichen und einem höheren 
östlichen Teile zusammensetzt. Am Rand des ersteren erhebt sich die 
flache Kuppe Na brdac zu 395 m. Am Nordfuße dieser Kuppe fallen 
die Bänke des Rudistenkalkes zum Teil — wie weiter westwärts — 
steil gegen Nord, zum Teile 30—40% gegen West bis Nordwest ein. 
Man konstatiert einen wiederholten Wechsel dieser beiden Lagerungs- 
weisen. Auf der Ostseite und auf der Kuppe des Na brdae trifft man 


238 | Dr. Fritz v. Kerner. [24] 


einen dünnbankigen, sehr gut geschichteten Kalk mit Einlagerungen 
von Plattenkalken. Derselbe zeigt 30—35° steiles nördliches Einfallen. 
Östlich vom Na brdac sind am Rande des Dugo polje gegenüber 
dem auf der Nordseite des Polje gelegenen Hügel von Sv. Mihol 
mehrere 30—45° gegen NW einfallende Felsflächen zu sehen. Der 
steile Abhang, der von hier zum östlichen höher gelegenen Teile der 
unteren Terrasse aufsteigt, besteht aus sanft, zum Teil nur 10— 15° 
gegen NNO einfallenden Bänken eines blaßbräunlichen dichten, an 
Fossilspuren armen Kalkes. 

Der westliche tiefere Teil der unteren Gebirgsterrasse (zirka 
400 m hoch), auf welchem die Hütten von Simica stehen, ist ein flach- 
welliges, von Terra rossa-Flecken durchsetztes Felsterrain. Die 
Schichten fallen hier sehr sanft gegen N, lokal scheint schwebende 
Lagerung einzutreten. Im östlichen Teile der Simicaterrasse (zirka 
440 m hoch), an dessen Rand ein Felskopf, Vela gradina, zu 480 m 
aufragt, trifft man verworrenes Felswerk; erst am Südrande sind zirka 
50 gegen N geneigte Schichtflächen zu sehen. 

Das Gehänge, welches diese untere Terrasse von der nächst 
höheren trennt, setzt sich aus einem steilen unteren und einem sanft 
geneigten oberen Teile zusammen. Am ersteren trifft man wieder den 
für die Nordseite des Mosor bezeichnenden Gehängetypus angedeutet. 
Die Schichtflächen fallen etwa 15—20° das Gehänge 25--30° zum 
Teil steiler ein. Weiter bergaufwärts, ober einer Gruppe von drei 
kleinen Hütten, ist der genannte Typus ziemlich gut entwickelt. Noch 
weiter aufwärts ist dann eine Koinzidenz von Gehänge- und Schicht- 
neigung wahrzunehmen. Die weiter unten an vielen Stellen sichtbaren 
Sickerwasserstreifen und Moospolster fehlen hier fast ganz. Die 
Einfallswinkel sind hier 20—25°, weiter ostwärts 30—355°. 

Im Bereiche der nun folgenden Terrasse von Rogosi6 staje ist 
eine bedeutende Abflachung des nördlichen Einfallens, lokal selbst 
sanftes südwestliches Einfallen erkennbar. Das Relief des westlichen 
Teiles dieser Stufe ist verschieden von dem der anderen Terrassen 
dieser Gegend und nähert sich mehr demjenigen, das man in den 
höchsten Teilen des mittleren Mosor antrifft. An Stelle seichter, in 
ein Netz von flachen Rücken eingesenkter Mulden treten hier tiefe 
steilwandige Dolinen, die durch ziemlich schmale Felsbrücken von- 
einander geschieden werden. Die steilen Seitenwände dieser letzteren 
zeigen vertikale Trennungslinien, die man stellenweise für Schicht- 
fugen halten möchte. Ihre Rückenflächen sind jedoch auch dann, 
wenn sie quer zum Schichtstreichen verlaufen, oft von langen glatten 
Felswülsten gebildet, ein Umstand, der auf flache Lagerung hinweist. 
Denn würden diese Brücken schmale, aus einem steil gestellten Schicht- 
komplex herausgeschnittene Streifen sein, so müßten sie im letzteren 
Falle (wenn sie quer zum Schichtstreichen verlaufen) doch auch auf 
ihren Rückenflächen Andeutungen von Segmentierung zeigen. Es ist 
in der Tat auch näher liegend, anzunehmen, daß dieses Auftreten 
steiler Oberflächenformen an Stelle der vorherrschenden sanften nicht 
durch eine Einschaltung steil gestellter Schichten, sondern durch eine 
abweichende, zu stärkerer Zerklüftuung neigende Beschaffenheit des 
Gesteines verursacht sei. 


[25] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 239 


Der steile Hang, der die Terrasse von RogoSie von der dritten 
obersten Terrasse trennt, zeigt wieder deutlich den Nordmosortypus. 
An diesem Hange und im Bereiche der seinem Fuße vorliegenden 
Terrasse trifft man da und dort auch Breccien an Stelle homogener 
Kalke, so zum Beispiel bei den westlichen Hütten der RogoSic-Alm. 
Die nun folgende breite Bergterrasse am Westfuße der Kuppe Trnavac 
(999 m) entspricht wieder einer von sekundären Wellungen durch- 
setzten Abflachung der Schichten im Nordflügel der großen Falte, 
welche den Westmosor aufbaut. 

Ebenso wie in der weiter westwärts in fast gleicher Höhe 
gelegenen Stufe von Korito sind auch hier in das flache Felsterrain 
sehr viele kleine Terra rossa-Mulden eingesenkt. Zwischen beiden 
Stufen liegt eine weite Mulde mit unebenem Boden, die nach außen 
durch einen Rücken abgeschlossen wird, der die Ränder der beiden 
Gebirgsstufen verbindet. Dieser Rücken entspricht einer Schichtflexur, 
In seinem westlichen Teile liegen die Schichten in der Mitte völlig 
flach. 

Hinter dem gegen Süden ausgebauchten Südrande des östlichsten 
Dugo polje ist der untere Teil des Mosorgehänges in der Höhe der 
vorhin erwähnten Simicaterrasse durch keine Stufe und auch durch 
keine Zone sanfterer Neigung unterbrochen. Am Rande des Polje 
fallen die Schichten am NO-Fuße der Vela gradina 20° gegen NO, 
südwärts von Gavranovic 300 gegen NNW. Beim Aufstieg über das 
ziemlich gut mit Hopfenbuchen bewachsene Gehänge trifft man hier 
sehr stark zerworfenes Felsterrain; man kann nur mühsam sanftes 
Nordfallen der Kalkbänke erkennen. Das weiter ostwärts gelegene 
Gebiet ist schon dem Mittelmosor zuzurechnen. 

Die Unterscheidung des Mosor in drei Teile gründet sich, wie 
eingangs schon erörtert wurde, auf das Verhalten des Hauptgebirgs- 
kammes, dessen mittlerer Teil hoch über seine beiden Seitenteile 
aufragt. Eine Grenzziehung zwischen dem westlichen und mittleren 
Teile des Mosorkammes wird dadurch noch natürlicher, daß diese 
beiden Kämme gar nicht ihre unmittelbaren gegenseitigen Fort- 
setzungen bilden. Der Kamm des Westmosor läuft gegen Ost in eine 
Kuppenreihe aus, die sich an die Südseite des mittleren Kammteiles 
anlehnt, so daß der westliche Fußpunkt des letzteren nordwärts vom 
ersteren zu liegen kommt. Auf dem Nordgehänge des Gebirges ist 
keine in die Augen springende Grenze zwischen dem westlichen und 
mittleren Gebirgsteile vorhanden. Dagegen ist für den Nordfuß des 
Gebirges eine scharfe Grenze durch den östlichen Endpunkt des Dugo 
polje gegeben. Will man eine Trennung zwischen den dem West- 
und Mittelmosor zuzurechnenden Partien der nördlichen Gebirgsflanke 
vornehmen, so wird man sich deshalb an solche untergeordnete Relief- 
linien halten, die der geraden Verbindungslinie des Westfußes des 
mittleren Mosorkammes mit dem Ostende des Dugo polje möglichst 
nahe liegen. 

Im oberen Teile des Abhanges ergibt sich dann zunächst die 
große, bis nahe an den Kamm einschneidende Vertiefung südöstlich 
von der Kuppe Trnavac als Grenze und weiter abwärts jener Graben, 
der östlich von den Vorstufen des Trnavac zum Westrand der Ter- 


240 Dr. Fritz v. Kerner. [26] 


rassen von Jurenie staje und Peri$iö staje hinabzieht. Von hier kann 
man als Grenze die Ostseite jenes Abhanges betrachten, der hinter 
dem Südrande des östlichsten Dugo polje ansteigt. Bevor jedoch die 
eintönige Darstellung der ostwärts von dieser Grenzlinie gelegenen 
Teile der monotonen Nordseite des Mosor fortgesetzt wird, sollen vor- 
erst der Kamm und die Südseite des Westmosor beschrieben werden. 

Der westlichste, lesinisch streichende Abschnitt der Kammregion 
des Westmosor besteht aus mehreren breiten, flachen Kuppen, die 
ihm die Bezeichnung Debelo brdo oder Debeljak eingetragen haben. 
An der äußersten von diesen Kuppen (1043 m), welche einen weiten 
Rundblick über das Gebiet von Spalato gewährt (der indessen nicht so 
umfassend ist wie jener von dem früher erwähnten Vorkopfe 989 m), 
läßt sich flache periklinale Schichtlage erkennen. Auf ihrem Nord- 
abhange ist an einigen Stellen das Abschneiden der Schichtköpfe am 
Gehänge und im Zusammenhang damit eine ziemlich reiche Moosflora 
vorhanden. Auf der östlichen Nachbarkuppe zeigt sich das Zusammen- 
fallen des morphologischen mit dem tektonischen Bilde in ganz be- 
sonders schöner Weise. Man sieht hier eine schwachgewölbte Kuppe 
mit großen, ringsum sanft abfallenden Felsflächen, in denen große 
scharfrandige Becken ausgewaschen sind. Desgleichen ist auf der 
ostwärts sich anschließenden Kuppe (1017 m) eine flach domförmige 
Lagerung der Schichten deutlich sichtbar. An der Nordseite dieser 
Kuppe findet aber wieder ein Abschneiden der Schichtköpfe an 
einem steilen, moosigen Abhange statt. 

Von der neben ihr aufsteigenden vorgenannten Kuppe zieht ein 
Grat nordwärts zu der Terrasse von Korito hinab. Derselbe scheidet 
die Nordseite des Debelo brdo-Gipfels in zwei Kare. (Dieses Wort im 
morphologischen, nicht im genetischen Sinne gebraucht.) Am Fuße des 
westlichen befindet sich eine umfangreiche Mulde, deren Boden zum 
größeren Teile felsig ist, wogegen im Grunde des östlichen Kares eine 
Wiesenmulde liegt. Gegen Süd dacht der Gipfel des Debelo brdo 
mit einem sehr einförmigen, wüsten Felsgehänge ab, an welchem 
ein mäßig steiles Südfallen stellenweise erkennbar ist. Auf der Süd- 
ostseite der Kuppe, von welcher nordwärts der Grat abzweigt, beob- 
achtet man lokal den grobkörnigen weißen, unvollkommen plattigen 
Kalk, welcher auf dem Kamme des Ostmosor zu größerer Entwicklung 
kommt. Die Hauptmasse des Debelo brdo-Gipfels ist aber dichter, 
weißer, stark zu Schrattenbildung neigender Kalk mit nicht gerade 
spärlichen, jedoch recht schlecht erhaltenen Rudistenresten. 

Durch einen kleinen, zwischen Felsen eingeschnittenen Engpaß 
vom Debelo brdo getrennt, erhebt sich im Kamm des Westmosor ein 
zweiter Gipfel (1061 m), genannt Medovina, der im Gegensatze zu 
dem ersteren schroff aufsteist. Im Bereiche dieses Gipfels vollzieht 
sich die Drehung der Streichungsrichtung des Mosorkammes aus 
W—0O in NW—SO. Die Lagerung der Schichten der Medovina ist 
unklar, vermutlich fallen sie mäßig steil gegen Nord. Am Abhang 
weiter ostwärts, welcher zur Mulde zwischen den Terrassen von 
Korito und Trnavac abdacht, ist 300 steiles nördliches Einfallen zu 
konstatieren. 

Jenseits des vorgenannten Gipfels erhebt sich der lange, schon 


[27] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 241 


dinarisch streichende Grat des PliSevac, auch Kunjevada genannt. 
An diesem Grate ist hemiperiklines Einfallen von N über NW 
nach W vorhanden. Je nachdem sich die Gratlinie mehr gegen NO 
oder SW ausbiegt, fällt sie noch in den Bereich von mehr gegen N 
oder schon in den von gegen W einfallenden Schichten. Dazwischen 
trifft man Stellen, wo die Schichten in der Gratrichtung einfallen 
(gegen NW). An der Südwestseite des Plisevac fallen die Schichten 
gleichsinnig mit dem Gehänge ein. Auf der Ostseite seines Gipfels 
(1077 m) befindet sich eine mit Trümmerwerk erfüllte Mulde. 
Gegen SO setzt sich der Plisevac in einen Grat fort, an dessen 
Nordostseite 20—25° steiles Einfallen der Schichten gegen N zu kon- 
statieren ist. Längs dem nordöstlichen Fuße dieses Grates zieht sich 
eine längliche Einsenkung hin, jenseits welcher ein breiter Rücken 
liegt, dem drei große Felskuppen aufgesetzt sind. Gegen N fällt 
dieser Rücken zu einer zweiten tiefer gelegenen Muldenzone ab, in 
welche viele Rasenflecken eingestreut sind. Trotz ihrer trostlosen Ode 
besitzt diese reich gegliederte Gebirgsregion für denjenigen, der 
totenstarre Felslandschaften in ihrer stimmungsvollen Größe und Er- 
habenheit zu schätzen weiß, einen eigentümlichen Reiz. In geologischer 
Hinsicht wird man hier durch die oft unerwartet großen Schwierig- 
keiten, Klüftung und Schichtung zu unterscheiden, vor Langweile be- 
wahrt. In den Kalkmassen am Nordabhange des Plisevac bemerkt 
man steil zur Tiefe gehende Trennungslinien und ist versucht, die- 
selben für Schichtfugen anzusehen; dann läßt sich ganz nahe von 
diesem Abhange, westlich von einigen Hüttchen, sanftes Nordostfallen 
konstatieren, und es schiene hier so unwahrscheinlich, eine rasche 
Anderung der Schichtlage anzunehmen, daß man sich doch wieder fragt, 
ob jene steilen Trennungsflächen nicht auf eine schief zur Schichtung 
orientierte Klüftung zu beziehen seien. Am Rande jener unteren 
Muldenzone mit den Rasenflecken befindet sich ein Hügel, der, von 
der Westseite gesehen, so deutlich steiles nordöstliches Schichtfallen 
zu besitzen scheint, daß man jedem ins Gesicht lachen würde, der 
hier sanftes Einfallen gegen SW behaupten wollte, und dennoch sieht 
man bei der Östansicht desselben Hügels deutlich große Felsbänke 
sich am Gehänge gegen SSW hinabziehen. Am nächsten Hügel kann 
man das scheinbare steile Nordostfallen und das sanfte Südwestfallen 
kombiniert sehen. Beobachtungen dieser Art müssen begreiflicherweise 
dazu geneigt machen, alle steilen Felsflächen dieser Region als Kluft- 
flächen anzusehen, und man wird nicht fehlgehen, wenn man diese 
Muldenzone unterhalb des PliSevac als eine flache sekundäre Syn- 
klinale im Nordflügel der Westmosorfalte auffaßt. Der Gesamteindruck, 
den man bei eingehender Durchmusterung der Nordseite des Mosor 
gewinnt, ist so sehr der des Vorhandenseins einer mächtigen, sanft 
gegen NO einfallenden, von vielen flachen sekundären Wellen und 
Flexuren durchsetzten Schichtmasse, daß man sich nur in den seltensten 
Fällen zur Annahme einer streckenweisen steilen Aufrichtung der Kalk- 
bänke entschließen könnte. Im Innern der Muldenzone unterhalb des 
Plisevac trifft man große fast ebene Felsflächen, die bestimmt auf 
horizontale Schichtlage hinweisen, zusammen mit steilen Riffen, die 
man für die Köpfe stark aufgerichteter Schichten halten möchte. Am 
Jahrbuch d. k. k. geol, Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 32 


BYE, Dr. Fritz v. Kerner. [28] 


Querriegel, der die vorgeschobene Kuppe Trnavac (999 m) mit dem 
breiten nördlichen Vorrücken des Plisevac verbindet, läßt sich sehr 
flache Lagerung konstatieren. 


IV. Die Terrasse auf der Südseite des westlichen Mosor. 


Das reich gegliederte Gehänge nordwärts des Stobrec potok, 
über welches die Hütten von Zernovnica malerisch verstreut sind, 
wird von einer hohen Felsmauer gekrönt. Die mittleren und östlichen 
Partien dieser Mauer, welche über den Geländen zur Rechten der ost— 
westlich fließenden Teilstrecke des Stobrec potok aufsteigen, bilden 
den Steilabfall am Südrande der Kovacevidterrasse. Der Westabschnitt 
der Felsmauer, welcher die einsamen macchienbedeckten Anhöhen im 
N der Ebene des unteren Stobrec potok überragt, entspricht dagegen 
dem Südabsturze des Felskammes ober Ku&@ine, welcher den süd- 
westlichen Eckpfeiler des Mosor bildet. Gegen N entsendet dieser 
Kamm drei schroffe Seitengrate gegen das Jadrotal und gegen jene 
Schlucht hinab, in die sich dieses Tal ostwärts der Felsnische des 
Jadroquells fortsetzt. Nordwärts von dieser Schlucht erhebt sich jener 
Kamm, der westwärts bis zur Vereinigung des Zavli@ potok mit dem 
Jadro vordringt und von jener Stelle ausgeht, an welcher der west- 
liche Begrenzungsrücken der Kovaöeviöterrasse mit deren Südrand 
zusammenstößt. Die Schlucht in der östlichen Verlängerung des Jadro- 
tales geht ostwärts in eine flache Rinne und weiterhin in eine schmale 
Stufe über, welche den Südrand der Kovatevicterrasse von der öst- 
lichen Fortsetzung des Felskammes bei Ku£@ine trennt und die Fels- 
abstürze oberhalb Zernovnica in zwei Zonen scheidet. 


Der vorerwähnte Felssporn, welcher auf einem ersten Vorsprunge 
die Kapelle Sv. Petar und weiter oben ein verfallenes Gemäuer trägt, 
baut sich aus Breccien auf, die in dem Bahneinschnitte am besten 
aufgeschlossen sind, welcher den von Sv. Petar zum Jadroflusse ab- 
fallenden kleinen Grat durchquert. Man sieht dort ein Gestein aus 
weißen, grauen und dunkelblaugrauen Kalkfragmenten, die durch ein 
bläuliches kalkiges Zwischenmittel fest zusammengekittet sind. Ganz 
dieselben Breccien kann man in dem zweiten Bahneinschnitte kon- 
statieren, der jenen Grat durchquert, welcher in einem oberhalb Sv. 
Petar sich erhebenden Felskopfe gipfelt. Auf diesem Kopfe oben sieht 
man auch rötliche Kalke und rötlichgraue Sandsteine an der Zusammen- 
setzung der Felsmassen Anteil nehmen. 


Diese haben hier wie auch etwas tiefer unten an einer Stelle, 
wo man auf schmalem Pfade um den Grat herumgelangen kann, zum 
Teil mehr den Charakter von Konglomeraten. Der Tobel, welcher 
zwischen den beiden vorgenannten Graten gegen das Jadrotal hinab- 
zieht, ist großenteils mit Schutt erfüllt. Nahe oberhalb der Stelle, an 
welcher ihn die Bahn verquert, ist ein Aufriß von Flyschmergel zu 
bemerken. Die Lagerung der Schichten in den genannten Graten ist 
nicht deutlich zu erkennen, vermutlich hat man mehr oder minder 
steiles nordnordöstliches Einfallen vor sich. 

Ostwärts von dem zweiten Grate befindet sich ein großer Tobel, 


[29] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 243 


der nahe vor der Jadroquelle in das Tal dieses Flusses mündet und 
nach oben in eine breite Mulde übergeht. Gegen Ost begrenzt sich 
diese Mulde durch einen dritten Grat, der von den Kuppen ausgeht, 
die ostwärts vom Felskopfe ober Sv. Petar im Kamme ober Kuline 
aufragen. Längs der Achse dieser Mulde verläuft am Westabhang des 
sie im Osten begrenzenden Grates ein breiter Zug von sanft gegen NNO 
geneigten, gut gebankten Konglomeraten. Gegen abwärts setzt sich 
dieser Zug durch den vorerwähnten Tobel fort und bildet weiterhin 
die viel gewundenen Felsmassen, welche ober der Nische des Jadro- 
quells vorbeiziehen. Nach oben gehen die Bänke dieses Zuges in 
jene über, welche die Felskuppen östlich von Sv. Petar aufbauen. 
Auf der westlichsten derselben, welche steil über dem Dorfe Ku£fine 
aufragt, kann man 35° NNO-Fallen konstatieren; auf der flachen Kuppe 
weiter ostwärts ist die Lagerung ziemlich unklar. Im westlichen Teile 
der vorerwähnten Mulde und am Kamme, der sie im Süden abschließt, 
trifft man Rudistenkalk, dessen zerrissene Oberflächenformen in 
scharfen Gegensatz zu der durch die gutgebankten Konglomerate 
bedingten Stufenbildung im östlichen Muldenteile treten. Der First 
und die Ostseite des Grates, dessen Westseite von den oben er- 
wähnten Konglomeraten eingenommen wird, besteht gleichfalls aus 
Rudistenkalk. Gegen Süd reicht dieser Kalkzug jedoch nicht, wie der 
weiter westlich gelegene, bis an den oberen Rand des Steilabsturzes 
ober Ku£ine hinaus, da, wie bereits erwähnt, die Felskuppen, von 
welchen der genannte Grat abzweigt, aus Konglomeraten und Breccien 
bestehen. In der Richtung gegen den Jadroquell hinab endet der 
Rudistenkalk kurz oberhalb des kleinen Tunnels, mit welchem die 
Bahn den untersten Teil des Grates durchbohrt. Am Westportal 
dieses Tunnels stehen schon Konglomerate an. An der Grenze dieses 
Zuges von Rudistenkalk gegen das ihn im Westen begleitende Band 
von Konglomeraten trifft man im oberen Teile des Tobels unterhalb 
der Mulde einige Blöcke von graubraunem Flyschsandstein. Auf der 
Ostseite des vorerwähnten Tunnels sind gleichfalls Konglomerate und 
Breccien aufgeschlossen. Diese ziehen sich längs der Südseite der 
Schlucht hinan, welche in der östlichen Fortsetzung des Jadrotales 
liegt. Sie fallen hier gleich jenen an der Nordseite der Schlucht sanft 
gegen N bis NNO ein. An der Grenze dieser Konglomerate gegen 
den Kreidekalk, welcher die Nordostabhänge des vorhin wiederholt 
genannten Grates bildet und streckenweise ein 30—40° steiles nörd- 
liches Einfallen erkennen läßt, verläuft ein schmaler Zug von Horn- 
steine führendem Kalk mit Nummuliten. Dieser Zug hebt sich durch 
Bildung sehr großer Felsbuckeln von seiner Umgebung ab und läßt 
sich, zum Teil auch Alveolinen führend, durch den Fond der Schlucht 
in die schmale Muldenzone hinauf verfolgen, welche sich zwischen 
dem Kamme, der gegen Kuäine abstürzt, und dem gleichfalls steil 
abfallenden Südrande der Kovadevidterrasse gegen OSO hinzieht. Er 
ist dort stellenweise von kleinen Partien von Knollenmergel begleitet. 

Im wüsten Kreidekalkterrain auf der Südseite der Schlucht 
öffnet sich kurz vor dem Fond derselben eine Seitenschlucht, deren 
untere Abhänge mit Schutt bedeckt sind. 

Oberhalb der Hauptschlucht, am westlichen Ende der vorhin 

32* 


244 Dr. Fritz v. Kerner. [30] 


erwähnten Muldenzone, in welche die Schlucht übergeht, befindet sich 
eine längliche, mit Eluvien erfüllte Einfriedung. Von dieser führt über 
den Felskamm, welcher in den Vorkopf von Sv. Petar ausläuft, ein 
Weg nach Kuöine hinab. Am Nordhang dieses Kammes passiert man 
hier weißen Kalk mit schlecht erhaltenen Rudistenresten. An der 
Stelle, wo der Kamm überschritten wird, befindet sich in diesem ein 
breiter Einschnitt, gegen welchen die vorerwähnte Seitenschlucht 
hinaufzieht. Auf diesem Einschnitte (430 m) stehen Flyschmergel an. 
Das Vorhandensein einer kleinen Lokva entspricht hier der Undurch- 
lässigkeit des Untergrundes. Westwärts von diesem mit Rasen be- 
deckten Einschnitte erheben sich die aus Breceien und Konglomeraten 
aufgebauten Felskuppen, welche an früherer Stelle besprochen worden 
sind. Die Kreideschichten ostwärts von der Einsattlung scheinen 
mittelsteil gegen SO einzufallen. 

Von der vorerwähnten Einfriedung zieht sich ein breiter Rasen- 
streif gegen SO hinan. Zur Linken erhebt sich der etwa 20—30 m 
hohe Steilrand der Kovaöevicterrasse. Sein Fuß ist hier von Gruppen 
schöner Eichenbäume besäumt. Zur Rechten begleitet den Rasenstreif 
der mächtige Felszug von Hornsteinkalk, welcher hier stellenweise 
viele Alveolinen und Nummuliten führt. In seinem weiteren Verlaufe 
kommt dieser Zug von eozänem Kalk dem oberen Rande des Steil- 
absturzes hinter Ku£ine sehr nahe, da sich die Zone des Rudisten- 
kalkes ostwärts vom früher genannten Wege sehr verschmälert. Ganz 
bis zum Steilrande reicht der Eozänzug aber auch weiter ostwärts 
nicht, da in der Fortsetzung des wüsten Grates, welcher ostwärts vom 
kleinen Paßübergange ansteigt, eine schmale Randzone von Rudisten- 
kalk verbleibt. An der der Mulde (in welcher der Rasenstreif ver- 
läuft) zugekehrten Seite des Zuges von eozänem Hornsteinkalke kann 
man auch hier kleine verquetschte Partien von Knollenkalk bemerken. 
Die Muldenzone ist mit losen Stücken des eozänen Foraminiferen- 
kalkes bestreut, daneben findet sich auch lehmige gelbe Erde, die im 
Vereine mit dem Vorhandensein eines Bunars (roh ummauerte Zisterne) 
darauf hinweist, daß unter dem Oberflächenschutte hier eozäner Mergel 
durchstreicht. Anstehend ist er nicht zu sehen. An der Basis der Kreide- 
kalkmauer zur Linken sind stellenweise auch Felspartien des eozänen 
Hornsteinkalkes anzutreffen. Diese Befunde deuten darauf hin, daß 
hier eine schmale, eng zusammengepreßte alttertiäre Mulde vorliegt. 

Weiter ostwärts flacht sich diese Muldenzone völlig ab und es 
tritt an ihre Stelle ein schmaler, gegen Süden abdachender Gehänge- 
streifen. Uber diesen zieht das Band des Hornsteinkalkes weiter, 
wogegen die Felswände oberhalb und unterhalb des Streifens aus 
Kreidekalk bestehen. Auch in dieser Gegend ist noch stellenweise 
eine lehmige gelbe Erde zu bemerken, wie sie als Verwitterungs- 
produkt von eozänen Mergeln auftritt. 

Oberhalb der westlichsten Gehöfte des Dorfes Zernovnica, süd- 
westlich von dem Punkte, dessen Höhe in der Spezialkarte zu 585 m 
angegeben ist, treten die obere und untere Felswand weiter aus- 
einander, wodurch das zwischen ihnen eingeschaltete Gehänge eine 
Verbreiterung erfährt. Es ist hier großenteils mit Schutt bedeckt, 
unter welchem stellenweise noch anstehende Partien des Hornstein- 


[31] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 245 


kalkes sichtbar sind. Das Gehänge senkt sich zugleich in seiner Längs- 
richtung, so daß die obere Felswand, obschon der Rand der Kovatevid- 
terrasse keine Aufwölbung erfährt, an Höhe zunimmt. Der obere 
Rand der Felsabstürze unterhalb des Schuttgehänges löst sich in eine 
Kette sehr schroffer Riffe auf, zwischen denen steile Runsen ein- 
geschnitten sind. 

Ober dem Gehängevorsprunge mit der Kapelle St. Sebastian ver- 
tauscht die Felsmauer zu Häupten des Gehänges von Zernovnica ihren 
ostsüdöstlichen Verlauf mit einem ostnordöstlichen. Jenseits des 
stumpfen, gegen Süd ausspringenden Winkels, den demzufolge der 
Rand der Kovadevidterrasse macht, hat man plötzlich ganz andere 
geologische Verhältnisse vor sich. War westwärts von der Südecke 
des Kovacevicplateaus eine steile Einklemmung jüngerer Schichten 
in ältere erkennbar, ist im Osten dieser Ecke ein Hervortreten älterer 
zwischen jüngeren Schichten offenkundig. Dort ließ sich eine schmale 
Zone von mitteleozänem Kalk zwischen Rudistenkalken nachweisen, 
hier tritt zwischen Felszügen dieses letzteren Kalkes der Dolomit der 
mittleren Kreideformation zutage. 

Die westlichsten Ausläufer dieser Dolomitvorkommnisse sind in 
der südlichen Randzone der Kovaöevicterrasse anzutreffen. So traver- 
siert man auf dem Wege, der von dem früher erwähnten Gehänge- 
streifen über die oberen Steilwände zur Terrasse aufsteigt, ostwärts 
von Punkt 585 dolomitische Schichten. Auf der Westseite des Tobels, 
welcher unter der Südecke des Kovadevicplateaus in dessen Abstürze 
eingeschnitten ist, sieht man aus den Schuttmassen, welche die mitt- 
leren Gehängeteile einnehmen, eine Kalkfelsmasse aufragen und rechts 
davon zwei größere Gesteinspartien, die sich durch die dem Dolomit 
eigentümliche dunklere Färbung von jener Masse unterscheiden. Auf 
der Ostseite dieses Tobels bildet der Dolomit einen kleinen seltsam 
geformten Felskopf. Am schuttbedeckten Abhang ostwärts davon er- 
scheint er stellenweise in größeren anstehenden Partien. Über diesem 
Abhange türmt sich eine von vielen tief ausgewaschenen Rinnen und 
Höhlen durchsetzte Kalkwand auf. Am Fuß des Abhanges ist gleich- 
falls eine schmale Kalkzone konstatierbar. 

Etwas weiter ostwärts, jenseits der Hütten von Milidevie, dringt 
in den Südabfall der Kovalevicterrasse ein großer Tobel ein, genannt 
PuSte Katice, in dessen Mitte ein kleiner Schrofen aufragt. Die West- 
seite dieses Tobels besteht fast ganz aus Dolomit, welcher hier große, 
mit dem Gehänge abdachende Felsflächen (nicht Schichtflächen) bildet. 
Nur einige kleine Riffe setzen sich hier aus Rudistenkalk zusammen. 
Der Schrofen in der Mitte ist gleichfalls aus Rudistenkalk bestehend. 
Auf seiner Ostseite sieht man den Dolomit mit dem Kalke mehrmals 
wechsellagern und die ganze Schichtfolge sanft gegen Nord einfallen. 
Weiter unten, an der Mündung des Tobels, stehen Dolomite an, 
welche die diesem Gesteine eigentümlichen, an Pilzfelsen erinnernden 
Reliefformen zeigen. Neben diesen Felsen springt rechts von der Tobel- 
mündung ein großer Schrofen vor, welcher gegen Süden mit steilen 
Wänden abfällt. Derselbe besteht aus ziemlich sanft gegen Norden ein- 
fallendem Rudistenkalk. Über diesem Schrofen trifft man an der Ost- 
seite des Tobels wieder Dolomit, zum Teil in Trüämmerwerk zer- 


246 Dr. Fritz v. Kerner. [32] 


fallend, zum Teil grotesk geformte Felsen bildend. Er ist hier von 
einer Kette von kleinen Kalkriffen durchzogen, welche derselben 
Kalkzwischenlage angehören wie der Schrofen in der Mitte des Tobels 
und die kleinen Kalkpartien an seinem Westgehänge. 

Nach oben reicht hier der Dolomit bis nahe an den Terrassen- 
rand hinan. Längs des Südfußes des großen Schrofens, welcher rechts 
von der Tobelmündung aufragt, zieht sich ein Schuttband hin, in 
welchem einige Dolomitfelsen zutage treten. Unter diesem Bande 
folgt wieder ein Zug von 30—45° gegen NNO einfallendem Kalke, 
dessen unterer Rand von Blockwerken besäumt ist. Die Grenze 
zwischen Kalk und Dolomit ist hier an Stellen, wo letzterer unmittel- 
bar über ersterem in anstehenden Partien angetroffen wird, sehr 
scharf und nicht durch Gesteinsübergänge vermittelt. 

ÖOstwärts von PuSte Katice treten die beiden Kalkzüge, von 
denen der obere dem Rande der Kovaöevicterrasse entspricht und 
der untere die Basis des Steilabfalles unter der Terrasse bildet, 
weiter auseinander und werden durch ein breites, steiles Schutt- 
sehänge getrennt. An vielen Stellen tritt innerhalb desselben auch 
anstehendes Gestein zutage — teils Dolomit, welcher eigentümliche 
Pilzfelsen oder flache Felspartien bildet, teils Kalk — und man gewinnt 
den Eindruck, daß hier die Kalkeinlagerung im Dolomit an Mäch- 
tigkeit gewinnt. Am Wege, der über dieses Schuttgehänge von 
Mianovi6G nach Perdic stan auf das Kovatevicplateau hinaufführt, 
gelangt man oberhalb der Baumgruppe, in deren Umkreis Dolomit 
ansteht, an einem Felsvorsprunge vorbei, wo eine Wechsellagerung 
von Kalk und Dolomit schön aufgeschlossen ist. Die Kalkmauer an 
der Basis des Schuttgehänges erfährt im Westen von Mianovic, am 
oberen Ende des Grabens ober Knizie, eine starke vorübergehende 
Erniedrigung, so daß hier der Dolomit fast bis zum Weg hinabreicht, 
welcher längs dem Fuße der Kalkmauer von MilicevicG nach Mianovie 
verläuft. Ostwärts von Mianovic gewinnt die Schuttbedeckung am 
vorgenannten Abhang noch an Ausdehnung und führt streckenweise 
zu völliger Verhüllung des anstehenden Gesteines. Ober Gajne treten 
dann wieder Felsriffe zutage, die größtenteils aus Kalk bestehen. 

Die über dem im vorigen beschriebenen Steilgehänge gelegene 
Terrasse von Kovatevic stan zerfällt in zwei durch einen Abhang 
getrennte Stufen. Die untere ist ein völlig flaches Felsterrain, in 
dessen Bereich man flachwellige bis horizontale Schichtlage kon- 
statieren kann. Noch deutlicher läßt sich letztere im oberen Terrassen- 
teile erkennen. Man sieht da umfangreiche flache Felsplaques, denen 
stellenweise noch die Reste der nächst höheren Gesteinsbänke kappen- 
förmig aufruhen. Aus den Grenzfugen mancher dieser Felsauflagerungen 
gegen ihre Basis treten breite Schlammbänder, die Residuen von Riesel- 
wässern, aus. An vielen Stellen sieht man seichte scharfrandige Becken 
und Rinnen in den Felsflächen ausgewaschen. Besonders gegen den 
Fuß des Abhanges hin, welcher zum Debelo brdo aufsteigt, sind flache 
Felsplaques von großen Dimensionen anzutreffen. Stellenweise sieht 
man dann am Fuße des Abhanges deutlich die Hinaufbiegung der 
zuvor fast horizontal gelagerten Schichten. Die kleinen Hügel und 
Kuppen im Bereiche der Terrasse lassen gleichfalls ihren Aufbau aus 


[33] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 247 


flach liegenden Kalkbänken erkennen. In der Region, in welcher die 
Kovacevidterrasse in das von ihr zur Bucht von Qlissa abfallende 
Gehänge übergeht, trifft man ein sehr zerworfenes Felsterrain. An 
manchen Stellen sieht man jedoch auch hier die vorerwähnten Ober- 
flächenformen und die an ihr Auftreten geknüpften kleinen Becken, 
Schlammstreifen und Moosvegetationen. 

Im östlichen Teile der oberen Terrasse ist ein längliches Terra 
rossa-Feld vorhanden, um welches sich die Hütten von Kovatevic stan, 
Mianovid stan und Baric stan gruppieren. Im östlichen Teile der 
Gebirgsstufe am Südabhang des Westmosor geht die flache Lagerung 
streckenweise in sanftes NNO- und NNW-Fallen über. Der Kalk ist 
hier teils dicht, teils feinkörnig, stellenweise nimmt er eine oolithische 
Struktur an. Neben Rudistendurchschnitten trifft man hier auch un- 
deutliche Korallenreste an. 

Gegen Osten begrenzt sich die Kovacevidterrasse durch den 
Rücken des Golo brdo (909 m). Derselbe scheint einer ziemlich flachen, 
meridional streichenden Schichtwelle zu entsprechen. Es ist an seinem 
der Kovatevicierrasse zugekehrten Abhang westliches Einfallen und 
an seiner der Mokrice zugewandten Seite östliches Einfallen nach- 
weisbar. Gegen den PliSevac zu scheinen die Schichten sanft gegen 
N zu fallen, am Abhange des letzteren aber steil gegen SSW geneigt 
zu sein. Am Südostfuße des Golo brdo liegt die große flache Eluvial- 
mulde von Rastite. Ostwärts vom Golo brdo breitet sich ein sehr 
stark hügliges, von tiefen Mulden durchsetztes, gut bewaldetes Terrain 
aus, welches ohne natürliche Grenze in das schon dem Mittelmosor 
angehörige Gebiet von Mokrice übergeht. 


V. Die unteren Südabhänge des westlichen Mosor. 


Das Gehänge, das sich unterhalb der mächtigen, im vorigen 
beschriebenen Felsmauer hinzieht, geht westwärts in die sanften 
Anhöhen über, welche das Tal des Jadroflusses von der Ebene des 
Stobrec potok scheiden. Vor der Basis des Felsspornes von Sv. Petar, 
in welchen der Steilrand der Kovatevicterrasse ausläuft, streichen 
drei einander parallele Felszüge vorbei, die dem Nordflügel jener 
Schichtaufwölbung angehören, die durch den flachen Rücken von 
Mravince gebildet wird. Dieser Rücken besteht aus Schichten der 
unteren Zone des Spalatiner Flyschkomplexes und der äußere der 
drei genannten Felszüge entspricht ihrer oberen Begrenzung, bezie- 
hungsweise dem Liegendzuge der Mittelzone des Komplexes. Er 
besteht aus feinkörnigen, lichtgrauen Kaiken und Nummulitenbreccien- 
kalken. Der nächste Felszug repräsentiert die Kalkeinlagerung, welche 
für die mittlere Zone des Spalatiner Flysches bezeichnend ist. Diese 
Kalkeinlagerung besteht hier aber nicht, wie weiter westwärts, aus 
einer Kette von Klippen von weißem Nummulitenkalk, sondern aus 
einem mächtigen Riffe jener lichten festen Breccien, welche ich als 
Jadrobreccien bezeichnet habe (Verhandl. d.k.k. geol.R.-A. 1903, Nr. 5). 

Das dritte, dem Fuße des Spornes von Sv. Petar zunächst 
gelegene Felsband entspricht dem Hangendzuge der mittleren Flysch- 


248 Dr. Fritz v. Kerner. [34] 


zone. Derselbe besteht aus einem blaugrauen körnigen Kalke, der 
gegen unten hin in eine lockere, an großen glatten Münzensteinen 
reiche Breccie übergeht. 

Diese drei Kalkbänder ziehen aus dem Jadrotale zum flachen 
Rücken unterhalb des wiederholt genannten Felsspornes hinan, um 
sich dann wieder gegen den Stobrecfluß hinabzusenken. Der Liegend- 
zug und der aus festen Breccien bestehende mittlere Felsriff verlieren 
sich jedoch schon bald in den oberflächlichen Verwitterungsschichten. 
Der nummulitenreiche Hangendzug läßt sich bis Sv. Luka gegen SO 
verfolgen. Alle drei Kalkzüge fallen mäßig steil gegen NO ein. 

Westlich von Sv. Luka trifft man inmitten des mit Weingärten 
überzogenen Geländes auf ein Felsterrain aus sehr zernagtem weißen 
Kalk. In den Steinmauern am Südrande desselben sind große Trümmer 
von typischem oberen Rudistenkalk zu bemerken. An einigen der 
stark zerfressenen Felszacken ist aber Brecciengefüge nachzuweisen. 
Gegen NW verschmälert sich dieses Felsgewirre zu einem Felszuge, 
der fast bis zu den östlichsten Häuschen von Mravince reicht. Er 
liegt in der südöstlichen Verlängerung der Achse des Aufbruches von 
unteren Flyschschichten, welcher von Mravince zum Jadroflusse hinab- 
streicht. Anderseits wird er von der nordwestlichen Verlängerung 
der Achse des Poljieakammes genau getroffen. Es gewinnt daher den 
Anschein, daß hier ein kleiner Aufbruch der Flyschunterlage vorliegt. 

Unterhalb des östlichen Endes dieses Felsgewirres befindet sich 
ein Band von plattigem, grünlichgrauem Kalk, welches mit drei gegen 
W, NW und N gerichteten hemizentroklinalen Schlingen in die Wurzel- 
stücke eines gegen die Stobrecebene hinabziehenden Grabens ein- 
greift. Nahe ostwärts von Sv. Luka verläuft in meridionaler Richtung 
ein steiler Riff von Jadrobreccien, welcher 50—60° NW bis NNW fällt. 
In dem von mehreren Erosionsrinnen durchzogenen, rebenumsponnenen 
Gehänge, mit welchem der flache Rücken von Mravince zur Talmulde 
des Torrente Trstenik abdacht, treten an vielen Stellen kleinere und 
größere Felsmassen von Kalkkonglomerat zutage. An zwei Stellen 
sind auch Jadrobreccien zu konstatieren. Außerdem trifft man noch 
mehrere Flyschaufrisse. Das Einfallen der Schichten ist hier sehr ver- 
schieden. Auf den Terrainvorsprüngen unter Mravince sanftes W- bis 
SW-Fallen, weiter unten mehr oder minder steiles N- bis NO-Fallen; 
auf den Hügeln oberhalb des Austrittes des Torrente Trstenik in die 
Ebene des Stobree potok mittelsteiles Einfallen gegen N. 

An das im vorigen beschriebene Gelände, welches zu der W—O 
verlaufenden Talmulde des Torrente Trstenik abdacht, schließt sich 
als Mittelstück des ganzen Berggehänges unter dem Steilabfalle der 
Kovacevidterrasse ein Abhang an, dessen Basis dem Nordrande der 
Stobrecebene entspricht. Dieser Abhang wird von drei langen Erosions- 
rinnen durchfurcht, welche nahe dem Durchbruche des Stobree durch 
das Nordwestende des Poljieakammes in die vorgenannte Ebene 
münden. Im Gegensatze zu den westlich und östlich anschließenden 
Gehängeteilen, welche großenteils dem Anbau von Reben dienen, ist 
dieser mittlere Gehängeabschnitt mit dichten Macchien bedeckt. Man 
kann hier deshalb über die geologische Beschaffenheit des Unter- 
grundes fast nur an den Seitenwänden der vorerwähnten Rinnen nähere 


[35] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 249 


Aufschlüsse erhalten. Man konstatiert hier einen Wechsel von dickeren 
Sandsteinbänken mit Zonen, in welchen Sandsteine und Mergel in 
dünnen Lagen alternieren. Die Lagerungsverhältnisse sind sehr 
variierend. In der unteren Hauptrinne, welche aus der Vereinigung 
der westlichen und mittleren Rinne hervorgeht, beobachtet man zu- 
meist 80° steiles OSO- bis O-Fallen, im unteren Teile des westlichen 
Torrente steiles Einfallen gegen NNO, im obern Teile desselben 60— 70° 
gegen NW bis N. Im mittleren Torrente hat man zu unterst OSO- 
Fallen, weiter aufwärts 30—60° steiles Fallen gegen W bis N vor sich. 
In der östlichen Erosionsrinne, in welcher vorwiegend Flyschmergel 
aufgeschlossen sind, trifft man zumeist seiger stehende, NNW—SSO 
streichende Schichten an. Stellenweise sind, besonders im westlichen 
Torrente, lokale Biegungen und Knickungen der Flyschschichten vor- 
handen. Man kann hier instruktive Miniaturformen von isoklinalen und 
ortho- oder plagiodiaklinalen Talstrecken sehen. Außer Flyschschutt 
sind auch viele Blöcke und kleine Trümmer von Kreidekalk in den 
Rinnsalen zerstreut. 

Am Abhang zwischen den Anfängen des westlichen und mittleren 
Torrente kann man in den zumeist aus Wacholder, Haidekraut, Myrten, 
Pistazien, Zistrosen und Phyllireen zusammengesetzten Macchien- 
gestrüppen stellenweise die Schichtköpfe von gegen NW einfallenden 
Flyschbänken sehen. Am Abhang zwischen dem mittleren und östlichen 
Torrente kamen mir gegen NO geneigte Schichtköpfe zu Gesicht. 

Die oberste Zone dieses einförmigen Gehänges zwischen Ku£ine 
und Zernovnica ist mit mächtigen Schuttmassen bedeckt, die von den 
darüber aufragenden hohen Felswänden stammen. 

Der Ostabschnitt des Berggehänges unter dem Steilrande der 
Kovateviöterrasse dacht gegen die von OÖ nach W verlaufende Teiil- 
strecke des Stobrec potok ab. Dieser Abschnitt ist in orographischer 
Beziehung reich gegliedert, indem er eine Reihe von Terrainvor- 
sprüngen aufweist, zwischen denen viele kleine Gräben und Schluchten 
eingeschnitten sind. 

In geologischer Beziehung zerfällt der Nordabhang des Stobrec- 
tales in zwei Teile, in einen westlichen, der, gleich dem eben be- 
schriebenen Gebirgsabschnitte, aus Flyschgesteinen aufgebaut ist, und 
in einen östlichen, in welchem die das Liegende des Flysches bildenden 
Schichten in der für die Südseite des Mosor charakteristischen Ent- 
wicklungsart zutage treten. 

Zu Füßen der an früherer Stelle erwähnten Südecke der Kova- 
Gevicterrasse springt ein kleiner Rücken vor, welcher die schon in die 
Stobrecebene ausmündenden Torrenti von jenen trennt, die noch der 
oberen Teilstrecke des Stobrec potok zueilen. Auf der Kuppe dieses 
Rückens (394 m) trifft man eine Felsfläche von Flyschsandstein, die 
45° gegen N einfällt. Die Felsmasse, welche dahinter aufragt, besteht 
aus einem körnigen Nummulitenkalk ; daneben trifft man etwas Kon- 
glomerat und schiefrigen Knollenmergel an. Im westlichen Teile des 
Rückens ist eine Antiklinalstellung der Flyschsandsteine sichtbar. An 
den Südabhängen 70° WSW-Fallen, weiter unten, gegen das auf der 
Westseite des Rückens eingeschnittene Tälchen zu, auch westliches 
Einfallen, höher oben 40° NNO- und 60° ONO-Fallen. Dann folgt eine 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner) 33 


350 Dr. Fritz v. Kerner. [36] 


zweite kleine Antiklinale, deren Kern durch eine Konglomeratmasse 
gebildet wird, die anfänglich 40° SSW fällt und dann sich abflacht. 
Südwärts davon fallen die Flyschbänke steil gegen SSW. Weiter gegen 
die hinter dem Rücken aufsteigenden Felswände zu ist wieder mittel- 
steiles Einfallen gegen NO und NNO zu sehen. 

Auf der Südostseite des Rückens konstatiert man an der Stelle, 
wo der hier östlich von der Kapelle St. Sebastian (322 m) am Gehänge 
hinanziehende Weg gegen N umbiegt, einen Synklinalkern aus Flysch- 
sandstein. Seine Bänke fallen zirka 300 gegen NNO und SSW ein. 
Weiter nordwärts stehen die Sandsteinbänke, denen dort auch Mergel 
eingeschaltet sind, fast seiger. Uber den Ostabhang des Rückens ziehen 
zwei steile Riffe von Konglomeraten gegen einen Graben hinab, jenseits 
dessen sich ein zweiter Rücken erhebt, der südwärts von den Hütten 
von Milicevit von der Basis des Steilabfalles der Kovaöevicterrasse 
ausgeht. Dieser Rücken besteht gleichfalls größtenteils aus Flyschsand- 
stein; aufseiner Kuppe (382 m) trifft man auch zerklüftete Brececien an. 

Unter dem Südwestfuße des früher genannten Rückens springt 
ein zweiter Rücken vor, der die Formverhältnisse des ersteren in 
auffälliger Weise wiederholt. Seine Südabdachung bildet die rechte 
Seite jener Strecke des Stobrectales, welche zwischen der Mündung 
des Zernovnicatales und dem Durchbruche des Stobrec durch das 
Nordwestende des Poljieakammes liegt. 

Am Abhang nordwärts von dieser Durchbruchsstelle trifft man 
zunächst einen Wechsel von Flyschmergel und Flyschsandstein, weiter 
aufwärts nur letzteren; er fällt hier, gut gebankt, 30—40° gegen 
NNO ein. Hinter der Kuppe des Rückens, bei der Kapelle St. Antonio 
stehen seine Bänke seiger. Auch weiter taleinwärts ist die Einschal- 
tung von Mergeln auf die unteren Abhänge beschränkt. Ostwärts von 
diesem unteren Rücken breitet sich zu Füßen des oberen Terrain- 
vorsprunges mit der St. Sebastiankapelle ein sanfter Abhang aus, 
welcher von mehreren Erosionsrinnen durchfurcht ist, die gegenüber 
dem Eingange in das Zernovnicatal in den Stobree potok münden. 
Dieser Abhang ist zum größten Teile mit Weingärten bedeckt, so daß 
man, abgesehen von den eben genannten Rinnen, nur an wenigen 
Stellen anstehendes Gestein erblickt. Am Wege, welcher von den 
Hütten von Kosaöi6 hinansteigt, ist eine Synklinale zu bemerken, 
welche durch 20° gegen N und ebenso sanft gegen S geneigte Sand- 
steinbänke gebildet wird. Weiter aufwärts fallen die Kalksandsteine 
mittelsteil gegen NO ein. Im unteren Teile dieses Abhanges tritt zum 
erstenmal die Unterlage der Flyschformation zutage. Man trifft hier 
bei der vorgenannten Hüttengruppe inmitten des rebenbedeckten 
Geländes eine große steinige Fläche an, die aus lichtgelbem, merge- 
ligem Plattenkalk besteht. Derselbe fällt unterhalb der Hütten 20 — 250 
gegen ONO und oberhalb derselben 15° gegen NNW ein. 

Auf der Strecke von dem vorerwähnten Rücken bei Militevie 
bis zu der Schlucht von Studenica springen unterhalb des Steil- 
abfalles der Kovalevidterrasse drei Abhangrücken vor. Diese Rücken 
werden durch die nordwestliche Fortsetzung jenes Faltenpaares auf- 
gebaut, welchem südostwärts von der Studenica der Höhenzug: des 
Gradac und der denselben nordostwärts begleitende Felszug ent- 


[37] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 951 


spricht. Letzterer ist ein kleiner Faltensattel, in welchem vorzugs- 
weise der dem Mosor eigentümliche eozäne Foraminiferenkalk zutage 
tritt. Ersterer repräsentiert ein Schichtgewölbe, das sich aus Breccien 
und Konglomeraten aufbaut. In der Mulde zwischen beiden Sätteln, 
die wegen ihrer nahen Nachbarschaft auch als eine Doppelfalte be- 
zeichnet werden können, lagern lichtgelbe mergelige Plattenkalke. 
Die einander abgekehrten Flanken der beiden Sättel werden gleich- 
falls von schmalen Zonen dieser Plattenkalke besäumt. In dem nord- 
westwärts von der Studenica gelegenen Gebiete beobachtet man nach- 
folgende Verhältnisse. 

Zu beiden Seiten des oberen Teiles jenes Grabens, welcher 
ostwärts von dem Rücken bei Militevic eingreift, stehen Konglo- 
merate an, welche auf der Ostseite des Grabens ein Einfallen gegen 
WNW erkennen lassen. Im unteren Teile des Grabens sind rechts 
(westlich) Flyschsandsteine, links (östlich) Plattenmergel anzutreffen. 
Oberhalb des Grabens stößt man zunächst gleichfalls auf einen Zug 
von Plattenmergeln, die mäßig steil gegen N einfallen. Weiter oben 
trifft man Flysch, dann folgt jenes Blockwerk, welches östlich von 
Milicevi6 dem Fuße der Steilabstürze vorliegt. Ostwärts von diesem 
Blockwerk befindet sich an der Basis des Steilabfalles ein Terrain- 
vorsprung, der aus Flyschmergel im Wechsel mit Flyschsandstein und 
einer stark zerklüfteten Nummulitenbreccie besteht. Unter diesem 
Vorsprunge befindet sich der westliche der drei vorhin genannten 
Abhangrücken zwischen Militevic und Studenica. Beim Abstiege über 
diesen Rücken passiert man mergelige Plattenkalke, wobei man an 
der Ostspitze des vorgenannten Konglomerataufbruches dicht vorbei- 
kommt, tiefer unten ein Scherbenfeld von Foraminiferenkalk, dann, 
schon nahe ober den Hütten von Knizic, wieder Plattenmergel. Der 
Foraminiferenkalk keilt gleich westwärts vom First des Rückens in 
den Plattenkalken aus. Gegen Ost verbreitert er sich aber rasch, so 
daß die zwischen dem westlichen und mittleren Abhangrücken gelegene 
Schlucht zum großen Teile in diesen Kalk eingeschnitten ist. Der- 
selbe läßt hier wie in der ostwärts folgenden Schlucht antiklinale 
Schichtstellung erkennen. 

Am mittleren der drei Abhangrücken hat man zu oberst steil 
gestellte Nummulitenbreccien und Konglomerate, dann folgt eine 
ziemlich flache Mulde von mergeligen Plattenkalken, die sanft gegen 
SSW und NÖ einfallen. In der Achsenregion derselben liegen flach 
synklinal gestellte Flyschsandsteine und Konglomerate mit kleinen 
bunten Kieseln, ein Konglomerattypus, wie er für die Gegend von 
Clissa besonders charakteristisch ist. Weiter abwärts folgen Nummu- 
litenkalke und Konglomerate, zunächst 20° gegen NO, dann steil gegen 
SW einfallend; an der Basis des Rückens, ostwärts von Knizi6, hat 
man wieder steil gestellte Plattenmergel. 

Ein Profil durch den östlichen der drei Abhangrücken ergibt 
von oben gegen unten zunächst Flyschschichten, zum großen Teile 
mit Schutt bedeckt, dann steil gestellten Plattenmergel uud an- 
schließend daran einen Felszug von steil gegen SSW einfallendem 
Foramiiferenkalk. Dann folgt eine Zone von muldig gelagertem 
Mergelkalk. Der Felskopf weiter unten besteht aus mittelsteil gegen 

33* 


252 Dr. Fritz v. Kerner. [38] 


NO, der Abhang zu seinen Füßen aus steil gegen SW einfallendem 
Foraminiferenkalk und Konglomerat. Am Fuße des Rückens stehen 
steil gegen NO geneigte Plattenmergel an. Auf der der Studenica 
zugekehrten Südostseite des Rückens keilt die synklinal gestellte 
Kalkmergelzone hoch über dem Fond dieser Felsschlucht aus. An 
den Wänden zur Rechten des innersten Schluchtteiles, welche durch 
die Liegendschichten dieses Kalkmergelzuges gebildet werden, ist 
der Nordostflügel und die Scheitelregion einer Mulde deutlich auf- 
geschlossen. Der Südwestflügel erscheint hier längs einer gleich neben 
der Muldenachse verlaufenden Bruchlinie in die Tiefe abgesunken. 
Unterhalbdes Zuges von steil gestellten Plattenmergeln, welcher längs 
der Basis der drei Abhangrücken im Westen der Studenica hinstreicht, 
verläuft eine Zone von Flyschmergeln, denen mehrere breite Riffe 
von Konglomeraten und Breccienkalken eingeschaltet sind. Diese 
Mergelzone bildet die rechts vom Stobrec potok gelegene Fortsetzung 
jenes Flyschbandes, das sich am Nordabhange des Brisinetales hin- 
zieht, und geht gegen NW hin in den Flyschkomplex über, welcher 
die Gehängerücken unterhalb Milicevic aufbaut. 

Das zwischen dieser Flyschzone und dem Stobrec potok gelegene 
Terrain besteht zum größten Teile aus mergeligen Plattenkalken. Die- 
selben fallen rechts von dem Torrente unter KniZie, welcher dieses 
Terrain in meridionaler Richtung durchschneidet, mittelsteil gegen 
NO ein. Bei dem kleinen Kirchlein weiter westwärts, woselbst die 
Mergelkalke zwar gut gebankt, aber nicht plattig abgesondert sind, 
beobachtet man 25—30° ONO-Fallen. Auf der Seite gegen den das 
Terrain westwärts abgrenzenden Torrente, jenseits dessen die Flysch- 
region beginnt, ist 20° flaches NO- bis ONO-Fallen der Plattenkalke 
deutlich zu erkennen. 


Das südlichste Endstück des Geländes, welches von den beiden 
eben genannten Torrenti im Ost und West und vom Stobrec potok im 
Süd begrenzt wird und gegen letzteren steil abfällt, besteht aus 
Jadrobreccien. Es entspricht dem Nordwestende jener Falte, welche 
südwärts vom genannten Flusse den Höhenzug der Sridivica bildet. 
(Vergl. Taf. VII [II], Profil I.) 


VI. Die Nordostabhänge des mittleren Mosor. 


Die Nordostseite des mittleren Mosor wird durch eine tiefe 
Querfurche in einen nordwestlichen und südöstlichen Teil geschieden. 
Der erstere stimmt in seinem Habitus ganz mit der Nordseite des 
westlichen Gebirgsteiles überein. Auch hier ein wiederholter Wechsel 
von Abhängen und Terrassen, denen zugleich ein mehrmaliger Wechsel 
von nördlichem Schichtfallen und flacher Schichtlage entspricht, jedoch 
so, daß ersteres hinsichtlich der Steilheit hinter der Gehängeneigung 
zurückbleibt, so daß jener Gehängetypus zu allgemeiner Entwicklung 
kommt, der in betreff seiner morphologischen und hydrologischen 
Eigentümlichkeiten schon früher erörtert wurde. Auch hier die kleinen 
Kornfeldchen und über die Abhänge verstreuten strohgedeckten Stein- 
hütten, welche dazu beitragen, dieser Gebirgsgegend ein charak- 


[39] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 253 


teristisches Aussehen zu verleihen. Ein Unterschied gegenüber dem 
Westmosor besteht nur darin, daß die Wechsel in der Schichtlage 
noch etwas häufiger und stärker ausgeprägt sind und dementsprechend 
auch die Oroplastik reicher ist. Letzterer Umstand komnit besonders 
darin zum Ausdrucke, daß sich der Rand des obersten Gebirgsvor- 
baues mächtig aufwölbt, so daß der höchste Punkt desselben, der 
Berg Jabukovac (1250 m), dem Hauptkamme an Höhe nicht viel nach- 
steht. Südostwärts von der vorerwähnten Querfurche erleidet die 
zwischen dem Hauptkamme und seinem nördlichen Vorbaue gelegene 
Muldenzone eine tiefe Senkung, so daß sich dieser letztere zu einer 
selbständigen Vorkette gestaltet. Gegen Nord fällt dieselbe ziemlich 
steil und ohne Stufenbildung ab. 

Die zunächst südöstlich vom Dugo polje gelegene Randzone des 
Mosor wird durch ein coupiertes Hügelland gebildet. Die Einsen- 
kungen sind hier alle mit Korn bepflanzt, die Abhänge und die 
Kuppen mit ziemlich reicher pontischer Waldvegetation bedeckt. Der 
Umstand, daß die tektonische Fläche hier nur in abgeschwächtem 
Grade den Änderungen der Terrainoberfläche folgt, kommt hier be- 
sonders darin zum Ausdrucke, daß die Hügel keinen periklinalen, 
sondern einen isoklinalen Bau besitzen und ihre dem Mosor zuge- 
kehrten Seiten eine Quergliederung erkennen lassen. Doch handelt 
es sich nicht um reine Isoklinalen; man bemerkt, daß sich die 
Schichten auch im Streichen zu beiden Seiten der einzelnen Hügel 
schwach hinabbiegen, so daß dieselben nicht alleinige Produkte un- 
gleichmäßiger Denudation darstellen und gewissermaßen starke Über- 
höhungen sehr schwacher Schichtaufwölbungen sind. Vorherrschend 
ist hier ein feinkörniger bis dichter weißer Kalk mit Rudisten- und 
Gastropodendurchschnitten. 

In den Mulden der unteren und oberen Perisic-Alm trifft man 
stellenweise ganz schwebende Lagerung an; an den Abhängen er- 
reicht die Schichtneigung 20° Alle steileren Gehänge zeigen den im 
folgenden der Kürze halber als Nordmosortypus bezeichneten Gehänge- 
typus. Die obere Perisic staje befindet sich mit der etwas höher 
gelegenen Jurenid staje auf einer fast 1 km breiten, sehr welligen 
mittleren Gebirgsstufe. Hinter den hübsch gelegenen, von Eichen- 
bäumen überschatteten Hütten der Jurenic-Alm steigt ein Abhang auf, 
an dem die Schichten 25—30° gegen NNO geneigt sind. Würde man 
den Ausdruck isoklin, welcher schon zur Bezeichnung einer Form des 
gegenseitigen Lagerungsverhältnisses von Schichten vergeben ist, für 
eine Form des Verhaltens der Gehänge- zur Schichtneigung — für 
die Übereinstimmung beider — anwenden dürfen und den Ausdruck 
plioklin für ein Gehänge von Nordmosortypus gebrauchen, so könnte 
man den Abhang ober Jurenic staje als Ubergangsform zwischen 
einem isoklinen und plioklinen Abhange bezeichnen. Es folgen sich 
hier nämlich die Schichtkopfstufen in ziemlich großen Abständen, so 
daß verhältnismäßig breite Gehängezonen durch Schichtflächen ge- 
bildet sind. Zudem sind die Stufen zum Teil nur durch einen 
einzigen Schichtkopf gebildet und sehr niedrig. Es kommt so hier 
die Erscheinung der Rinnstreifen bei verhältnismäßig sanfter Ab- 
dachung des Terrains zustande. 


254 Dr. Fritz v. Kerner. [40] 


An diesem Abhange befindet sich die bemerkenswerteste der 
früher erwähnten Andeutungen von Quellbildung im Rudistenkalke. 
Oberhalb einer größeren Felsfläche aus weißem Kalk trifft man einen 
Tümpel von etwa 7 m Länge und 6 m Breite, über dessen Rückwand 
in der nassen Jahreszeit an drei Stellen Wasser rieselt. In diesem 
Tümpel entfaltet sich in einem Dickicht von Wasserpflanzen ein 
reiches Tierleben. Rechts (westlich) von diesem Tümpel sieht man auch 
mehrere nasse Streifen auf ausgehöhlten Felsen. Zur Linken befindet 
sich oberhalb des Tümpels eine kleine Höhle und unter ihr eine 
Reihe von großen breiten Rinnstreifen auf einer stark abschüssigen 
Felswand. Unter dieser Wand liegt eine Felsbarre und unter dieser 
in gleicher Höhe mit dem Tümpel ein Wiesenfieck, der hinten und 
seitlich von stark bemoosten Felsen umrahmt ist. Auch etwas unter- 
halb dieses Fleckes trifft man noch feuchte moosige Stellen an. Vom 
Tümpel rieselt das Wasser durch eine Felsrinne ab, um etwas weiter 
unten im Felsgeklüfte zu versiegen. Die aus weißem, etwas körnigem 
Kalk bestehenden Bänke dieser Region fallen 20° gegen NNO. Das 
Wasserbecken müßte deshalb, sofern es nicht alleiniges Produkt der 
Erosion ist, mit einer lokalen Schichtabflachung in Beziehung gebracht 
werden. 

Der östlich von Perisie staje und Jurenid staje befindliche Teil 
des unteren Mosorgehänges führt den Flurnamen Konoplista. Es ist ein 
sehr coupiertes Terrain, ein wirres Durcheinander von Hügeln und 
Dolinen, Bergvorsprüngen und Gehängenischen. Die Auffassung, daß 
das Oberflächenrelief die Unebenheiten der tektonischen Fläche in 
mehrfacher Uberhöhung wiederhole, dürfte wohl auch hier mit Aus- 
nahmen im allgemeinen zulässig sein. Im Bereiche der ersten Gehänge- 
stufe, welche mit der oberen Perisie staje beiläufig in derselben Höhe 
liegt, trifft man horizontale und selbst sanft gegen SW und S ein- 
fallende Schichten. Auch hier sind neben Radiolitenresten Längs- und 
Querschnitte von Gastropoden, wahrscheinlich Nerineen ziemlich häufig. 

Weiter aufwärts passiert man sanft gegen NNO einfallende, dann 
flach liegende, dann wieder gegen NNO geneigte Schichten. Dann folgt 
die Terrasse von Doman staje, wo man in weitem Umkreise horizontale 
Schichtlage konstatiert. Ober Doman staje kommt man zu einer sehr 
moosigen überhängenden Wand, unter welcher sich einige kleine, von 
einer reichen Vegetation von Quellenpflanzen umgebene Wasserbecken 
befinden, deren eines von einem Mäuerchen umgeben ist. In der 
nächsten Umgebung dieser Stelle sieht man auf geglätteten rost- 
farbigen Felsflächen viele nasse Streifen. Die Speisung dieser klaren 
Becken erfolgt zum Teil durch Wasser, das von der überhängenden 
Wand abtropft, zum Teil durch solches, das durch eine Fuge von 
innen her zurieselt. Die Schichten fallen am Abhang ober Doman 
staje sanft gegen NNO und scheinen zugleich eine schwache Ein- 
senkung im Streichen zu erfahren, deren Scheitel in die Gegend der 
Wasserbecken zu liegen kommt. 

Der Abhang, an welchem ober Doman staje und Jurenid staje 
Tropf- und Sickerwässer zutage treten, bildet den Abfall einer 
Terrainstufe, über welcher ein Doppelrücken aufsteigt, der durch eine 
interessante Einsenkung, das Lubljanski doci, vom Hauptkamme des 


[41] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 255 


Mosor getrennt ist. Im westlichen Teile dieses von vielen Gruben 
durchspickten Rückens erhebt sich der Felskopf Dusna zu 1080 m. 
Beim Aufstiege von Doman staje zum Lubljanski doci passiert man 
zwei sehr flache Schichtaufwölbungen, von denen die untere der 
vorerwähnten Terrasse, die obere dem äußeren Wall des Doppel- 
rückens entspricht. Im Bereiche des östlichen Endes dieses Rückens, 
welches man auf der eben genannten Route traversiert, trifft man 
eine Breccie aus weißen Kalkfragmenten mit grünlichgrauer Kittmasse, 
welch’ letztere stellenweise zu größerer Entwicklung kommt und dann 
kleine Nester im Kalkstein bildet. Desgleichen konstatiert man auf 
der Ostseite der Felskuppe DuSna im Westabschnitt des Doppelrückens 
Breccien mit zum Teil grünlichem Zwischenmittel. 

Das Lubljanski doci ist eine zirka 1 km lange und einige Dutzend 
Meter breite ringsum abgeschlossene Einsenkung in der Hochregion 
des mittleren Mosor. Auf ihrer Nordostseite wird sie von dem vor- 
erwähnten Doppelrücken, auf ihrer Südwestseite vom Abfalle der 
obersten Vorstufe des Mosorhauptkammes begleitet; gegen SO erscheint 
sie durch die westlichen Vorhöhen des Berges Jabukovac begrenzt, 
gegen NW durch einen Querriegel abgeschlossen, welcher den Fels- 
kopf Dusna mit dem mächtigen Kegel des Lubljan verbindet. Der 
Boden dieser Einsenkung steigt gegen NW an und wird durch eine 
Anzahl niedriger Querriegel in eine Reihe flacher rundlicher Partial- 
mulden geschieden. Diesen Mulden, etwa ein Dutzend an der Zahl, 
entsprechen ebensoviele Wiesenflecke, durch deren Anblick man in 
dieser trostlosen Umgebung sehr angenehm berührt wird. Die oberste 
und größte dieser Mulden ist ein sehr hübsches, ganz ebenes Rondeau. 
Die Südwestseite des Lubljanski doci ist ein von seichten Gräben 
durchfurchtes monotones Felsgehänge. Es scheint dasselbe aus mäßig 
steil gegen NO fallenden Schichten zu bestehen und die sehr steilen 
Felsflächen dürften hier auf eine diagonale Klüftung zu beziehen sein. 
Die Nordostseite des Doei ist ein steiler Felshang. Obschon an dem- 
selben keine deutliche Stufung sichtbar ist, besteht derselbe doch 
wahrscheinlich aus einer Aufeinanderfolge von Schichtköpfen ziemlich 
flach gelagerter Kalkbänke. 

Längs der Basis dieses steilen Felshanges tritt Dolomit zutage. 
Derselbe fällt anscheinend ziemlich sanft nach SSW, gegen die benach- 
barte Muldenzone hin. Die Grenze zwischen diesem Dolomit und dem 
darüberliegenden Kalke ist nicht scharf; man sieht beide Gesteine 
ineinander übergehen und dolomitische Linsen innerhalb des Kalkes 
liegen. Es scheint damit zusammenzuhängen, daß man hier keine Spuren 
des Hervortretens von Sickerwässern findet. Da der kretazische Dolomit 
Dalmatiens infolge seiner geringen Zerklüftung das Wasser weniger 
leicht in die Tiefe läßt als der Rudistenkalk und auf der Südseite 
des Mosor sogar zum Auftreten eines Quellenhorizonts Anlaß gibt, 
würde man an einer flachliegenden Schichtgrenze von Kalk und 
Dolomit zum mindesten jene Rinnstreifen vermuten, welche in der 
nördlichen Nachbarregion sogar innerhalb des Rudistenkalkes auftreten. 
Nur dann, wenn sich der Dolomit gleich hinter jener Linie, längs 
welcher er anscheinend unter dem Kalk verschwindet, gegen NO hinab- 
biegen würde, wäre es verständlich, daß längs jener Linie keine Sicker- 


256 Dr. Fritz v. Kerner. [42] 


wässer zutage treten. Es müßte dann aber auch die Kalkmasse, welche 
den inneren Wall des Doppelrückens auf der Nordseite des Lubljanski 
doci aufbaut, gegen NO einfallen. Soweit sich aber dort die Lagerung 
erkennen läßt, scheint sie eher eine flachwellige zu sein. Es erscheint 
darum zweifelhaft, ob die am Nordrande des Lubljanski doci entblößten 
Dolomitflächen bereits die Basis des Rudistenkalkes repräsentieren, 
ob es sich bei diesem Dolomit nicht vielmehr um eine Einlagerung 
in der oberkretazischen Kalkmasse handelt. Allerdings sind dolomi- 
tische Einschaltungen an der Nordseite des Mosor wohl sehr selten 
und auch in den Kalken, welche den Dolomitaufbruch auf der Süd- 
seite des Berges flankieren, nicht zu bemerken. 

Falls dieser Dolomit schon an die Basis der Kalkformation zu 
stellen ist, so kann man sich sein Auftreten durch Annahme eines 
geschleppten Bruches mit Absinken des südwestlichen Flügels ver- 
ständlich machen. Man hätte dann auch auf der Nordseite ein par- 
tielles Einsinken der Gipfelregion des Mosor vor sich, wie es strecken- 
weise auf der Südseite vorhanden zu sein scheint. Wegen der Struktur 
der Nordgehänge des Mosor würde man dann aber auch erwarten, daß 
der Dolomit in den unteren Zonen dieser Abhänge zutage trete und 
man müßte zur Erklärung seines Nichterscheinens Brüche supponieren, 
für deren Existenz sich an jenen Abhängen allerdings kein halbwegs 
deutlicher Beweis erbringen ließe. 

Faßt man den Dolomit des Lubljanski doci nur als eine linsen- 
förmige Einlagerung im Rudistenkalke auf, so fällt der Zwang zur 
Annahme solcher Brüche weg, ja es wäre dann nicht gänzlich aus- 
geschlossen, das Lubljanski doci als flachmuldige Flexur zu deuten. 
Eine sichere Erkenntnis läßt sich nicht erzielen, solange genaue 
Niveaubestimmungen innerhalb des Rudistenkalkkomplexes auf Grund 
von Fossilresten nicht möglich sind und so die Altersbeziehung der 
Kalkbänke aın Boden des Lubljanski doci und jener auf der Höhe 
seines nordöstlichen Begrenzungswalles ungewiß bleibt. Im westlichsten 
Teile der Einsenkung konstatiert man hemizentroklinale Lagerung von 
Süd (Südseite der DuSna) über SO nach NO (Nordfuß des Lubljan) 
und man gewinnt daselbst den Eindruck, daß der westliche Abschluß 
einer flachen Schichtmulde vorliegt. Es schließt dies aber nicht aus, 
daß der mittlere Teil der Mulde von einer Längsverwerfung durch- 
setzt ist. 

Am südöstlichen Ende des Lubljanski doci trifft man Dolomit- 
felsen, die sich durch weniger scharfkantige Formen und dunklere 
Farbe von den umgebenden Kalken unterscheiden und an die später 
zu erwähnenden, seltsam gestalteten Felsen im Dolomitaufbruche auf 
der südlichen Gebirgsflanke erinnern. Ferner sind hier Kalkkonglo- 
merate mit höckerigen Schichtflächen zu beobachten. Das Einfallen 
scheint hier auf der südlichen Muldenseite 30—40° steil gegen Nord 
zu sein. 

Die Westabdachung des Felskopfes Dusna ist ein sehr wüstes 
Felsterrain; auf der Westseite des Grates, der sich zwischen die 
Dusna und den Rücken des Trnavac vorschiebt, beobachtet man ver- 
schiedene Fallrichtungen, N, NW, vielleicht auch WSW; es dürfte 
sich hier um das Westende jener vermutlich aus mehreren sekun- 


[43] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 257 


dären Wellen bestehenden Schichtaufwölbung handeln, die das Lubl- 
janski doci gegen NO begrenzt. 

Der Gehängeabschnitt, welcher die vorhin erwähnte Querfurche, 
die den Nordabhang des Mittelmosor in zwei Teile scheidet, gegen 
West begrenzt, springt stärker vor als der weiter westlich folgende 
Abhang, auf welchem die Almen von JureniC und Doman liegen. Er 
gliedert sich in eine Anzahl Stufen, über welchen sich der Berg 
Jabukovac erhebt, der höchste außerhalb des Hauptkammes gelegene 
Punkt des Mosor, abgesehen vom Lubljan, welcher zwar auch nicht 
in der Gratlinie, wohl aber im Bereich des Hauptkammes gelegen ist. 

Die Basis der Nordabhänge des Jabukovac führt den Flurnamen 
Suplja stiena, auch Supla stina. Es ist dies eine Karstwildnis mit 
mächtigen Felsbastionen und dazwischen eingesenkten Tricht:rn und 
Dolinen. Nahe dem Nordrande dieser Gegend befindet sich der Ein- 
gang zu einer wunderschönen Grotte. Man gelangt hier durch einen 
weiten Felskanal und über eine große Trümmerhalde auf den Boden 
eines mächtigen kuppelförmigen Hohlraumes hinab und von da durch 
einen unscheinbaren Spalt in der Südostwand dieses Raumes in einen 
niedrigen gewölbten Korridor und weiter durch eine mit schönen 
Sinterbildungen gezierte Felskammer zum schmalen Eingange in einen 
umfangreichen Grottenraum, der durch unvollständige Scheidewände 
in mehrere miteinander in Verbindung stehende Abteilungen zer- 
fällt. Die schönen Tropfsteinbildungen, die in den unterirdischen 
Hohlräumen des Karstes unsere Bewunderung erregen, entfalten sich 
hier in ihrer ganzen Pracht und Formenfülle.. Die Wände sind mit 
glitzernden, vielgliedrigen Steinkaskaden übergossen; von dem sehr 
unebenen Boden ragen mannigfach geformte Stalagmiten auf, teils 
schlanken Türmchen, teils knorrigen Baumstrünken vergleichbar. Von 
der Decke hängen Stalaktiten, die zum großen Teile zu Draperien 
konfluieren, in reicher Zahl herab und dort, wo die einander zu- 
wachsenden Tropfsteingebilde längst vereinigt sind, entzücken uns 
gewaltige, reich skulpturierte Säulenschäfte. 

Hinsichtlich der morphologischen Beschaffenheit der untersten 
Mosorgehänge in der Gegend Supla stina gilt dasselbe, was betreffs 
der Nachbargegend Konoplista schon gesagt wurde. Der Kalk ist hier 
zum Teil grobkörnig, rein weiß und reich an Radiolitenresten. Außer- 
dem trifft man hier auch viele, meist nesterweise vorkommende 
Durchschnitte von Nerineen (?), so zum Beispiel am Wege, der von 
Tuki& nach Jurenic staje führt, so daß das Vorhandensein eines 
gastropodenreichen Horizonts am untersten Nordabhang des Mittel- 
mosor festgestellt erscheint. In geringerer Menge werden diese 
Schneckendurchschnitte — zum Teil in Gemeinschaft mit an Rad. 
lumbricalis erinnernden Fossilspuren — auch in den höheren Gehänge- 
teilen angetroffen. 

Die Schichten fallen hier steiler als in Konoplista ein. Man 
konstatiert südwestlich ober Tukic 40 — 50° NNO-Fallen. Im Zusammen- 
hange damit erleidet hier auch die für die Nordseite des Mosor im 
großen und ganzen gültige Regel, daß jede Gehängestufe durch eine 
Schichtenflexur bedingt sei, bemerkenswerte Ausnahmen. Die Terrasse, 
über welche der Weg von Tukic nach Doman staje führt, besteht 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 34 


258 Dr. Fritz v. Kerner. [44] 


nicht aus flachliegenden, sondern aus ziemlich steil gegen NO ein- 
fallenden Schichten. Die in Form von Wällen oder Hügelketten auf- 
gewölbten Terrassenränder sind hier mehr oder minder steile Iso- 
klinalen und die Neigung ihrer Abhänge stimmt streckenweise mit 
dem Einfallswinkel der Schichten überein. Höher oben trifft man 
dann wieder Stellen, wo man sich schwer ein Urteil darüber bilden 
kann, ob steiles Schichtfallen vorliegt oder — wie dies auf der Nord- 
seite des Plisevac der Fall zu sein scheint — eine schwach geneigte 
Schichtmasse vorhanden ist, die durch parallele Klüfte in dicke, 
Gesteinsbänken .ähnliche Platten zerschnitten ist. Dann passiert man 
eine ausgedehnte 25° geneigte Felsfläche, die zugleich einer Schicht- 
fläche entsprechen dürfte. 

In zirka 800 m Höhe gelangt man auf eine breite, sanft an- 
steigende Gehängestufe, über welcher sich der Berg Jabukovac steil 
erhebt. Hier liegen die Schichten zum Teil horizontal, stellenweise 
sind sie sogar sehr schwach gegen SW geneigt. Man bemerkt hier 
außer mehreren Dolinen zwei tiefe Felstrichter mit zum Teil glatten 
Wänden. Noch kurz bevor man die Terrasse erreicht, kommt man 
bei einer mit klarem Wasser erfüllten Felsaushöhlung, einer natür- 
lichen Zisterne, vorbei. 

Hinter dieser Vorstufe baut sich das Gehänge steil empor. Es 
ist hier einer der wenigen Anstiege im Bereich des Mosor, der auch 
alpin-touristisch einigen Reiz besitzt. Seiner Struktur nach scheint 
dieses Gehänge plioklin zu sein. Die steilen Wändchen, über die man 
hier emporklimmt, sind als Kluftflächen anzusehen. Weiter oben kommt 
dann der Nordmosortypus des Gehänges zu deutlicher Entfaltung. 

Am nördlichen Vorkopfe (1165 m) des Jabukovac eröffnet sich 
dann der Blick auf eine interessante Karstlandschaft. Man sieht ein 
unregelmäßiges Netz von schmalen Felsrücken vor sich, in dessen 
Maschen tiefe Trichter eingesenkt sind. Die Wände dieser Trichter, 
beziehungsweise die Abhänge der Rücken sind sehr steil, zum Teil 
durch glatte Felsflächen gebildet, die mit schmutzigen Schlammstreifen 
— den Residuen zeitweiser Überrieselung — beschmiert sind, stellen- 
weise auch von mehr oder minder tiefen, durch Regenwasser aus- 
gewaschenen Rinnen durchfurcht erscheinen. 

Die Felssepten zwischen den Dolinen sind oben nicht zu scharfen 
Graten zugeschnitten, sondern zumeist abgeflacht, stellenweise fast 
geglättet, so daß man ohne Schwierigkeit auf ihnen hinschreiten kann. 
Diese Eigenschaft kommt sowohl den im Schichtstreichen als auch 
den schief oder quer zum Streichen verlaufenden Scheiderücken zu, 
so daß man annehmen muß, daß flachwellige Lagerung vorhanden ist. 
Am Grunde der etwa 10—20 m tiefen Trichter befindet sich teils 
von Stauden überwuchertes Trümmerwerk, teils mit Rasen bedeckte 
Terra rossa. Aus den Klüften in den Seitenwänden der Felstrichter 
sprießt an vielen Stellen Gesträuch hervor; außerdem erblickt man 
da und dort vereinzelte Eibenbäumchen, die im Spätherbst und Vor- 
frühling, wenn die übrigen Gesträucher ein blattloses Gestrüpp bilden, 
durch ihre glänzend dunkelgrüne Farbe auffallen. Einst vermutlich auch 
im mittleren Dalmatien verbreitet, hat sich die Eibe nun in die ver- 
stecktesten Felswinkel der schwer zugänglichen Hochregion des Mosor 


[45] i Geologische Beschreibang der Mosor planina. 259 


zurückgezogen. Man fühlt sich bei dem Anblicke dieser in starrer Fels- 
wildnis ihr Dasein fristenden Eibenbäumchen wehmütig gestimmt, da 
man es deutlich fühlt, daß man hier ein dem Untergange geweihtes, 
schon dem Verschwinden nahes Element der Waldflora vor sich hat. 

Landläufigen Anschauungen würde es entsprechen, auch für den 
Mosor nicht nur ein früheres häufigeres Vorkommen der Eibe, sondern 
überhaupt eine frühere reiche Bewaldung anzunehmen. Es würde dies 
alsdann die Zulässigkeit einer anscheinend nahe liegenden Erklärung 
des Namens mons aureus in Frage stellen. Diese Erklärung — es ist 
diejenige, für welche sich schon Partsch entschied — geht dahin, 
daß der Name Goldberg auf den goldigen Schimmer des Mosor im 
Schein der Abendsonne zu beziehen sei. Wäre der Mosor in der 
Römerzeit mit dichten Wäldern überdeckt gewesen, so hätte er die 
prächtige Erscheinung des Frglühens in den Strahlen der unter- 
gehenden Sonne wohl nicht so auffällig darbieten können, daß ihm 
diese Eigenschaft seinen Namen gab. 

Das im vorigen beschriebene Karstrelief mit schmalen Fels- 
rücken und tiefen Trichtern ist der Hochregion am Nordabhange des 
Mittelmosor eigen und tritt in Gegensatz zu der durch breite flache 
Rücken und seichte Mulden charakterisierten Plastik, welche an den 
oberen Nordabhängen des Westmosor und im Lubljanski doci ange- 
troffen wird. Das vorherrschende Gestein ist auf der Nordseite des 
Jabukovac bis zur Gipfelregion hinauf ein körniger, weißer, rudisten- 
reicher Kaik. Sporadisch trifft man Trümmerkalke und Breccien mit 
grünlicher Kittmasse. Nur an einer Stelle fand ich kleine Putzen von 
Hornstein, wie er auch am östlich benachbarten Lukovo brdo vor- 
kommt. 

Der Gipfel des Jabukovaec ist ein SW—NO streichender, leicht 
zu begehender Grat mit abgerundeter Rückenfläche. Stellenweise hat 
man sehr den Eindruck, daß hier horizontale Felsbänke übereinander 
lagern. Im obersten Trichter auf der Nordseite des Gipfels sind die 
an seinen Seiten ausgewaschenen Rinnen so tief, daß durch sie förm- . 
liche Steinpfeiler aus der Wand herausgeschnitten werden. Am Süd- 
abhange des Jabukovac glaubt man stellenweise 60° NO-Fallen wahr- 
zunehmen; man überzeugt sich aber bald, daB es sich hier um 
Klüftungserscheinungen in einer mäßig steil gegen SW einfallenden 
Schichtmasse handelt. Auf der Westseite des Gipfelkegels trifft man 
Dolomitlinsen im Kalke; die Lage derselben weist gleichfalls auf 
mäßige Schichtneigung gegen SW hin. 

In der Einsenkung zwischen dem Jabukovac und dem Haupt- 
kamme des Mosor nimmt dann die anscheinend steile Stellung der 
Schichten eine regionale Verbreitung an und da möchte man doch in 
Zweifel kommen, ob es sich nicht tatsächlich um steile Aufrichtung 
der Schichten handelt. Dann sieht man aber wieder stellenweise Fels- 
massen, die sich nach oben mit fast horizontaler Fläche abgrenzen 
und von dieser Fläche parallelen Trennungsfugen durchsetzt sind. 
Daß diese letzteren auf Klüftung in seigeren Schichten zu beziehen 
wären, ist nicht anzunehmen. Die Oberseiten der Rücken zwischen 
den Dolinen sind stellenweise durch größere glatte Felsflächen gebildet, 
während doch bei allgemeiner steiler Schichtenstellung dort die 

84* 


260 Dr. Fritz v. Kerner. [46] 


Schichtköpfe als eine Folge von einander parallelen mauerähnlichen 
Felszügen in Erscheinung treten müßten. Bemerkenswert ist ferner, 
daß die wie steil aufgerichtete Bänke aussehenden Felsplatten von 
geringerer mittlerer Dicke sind als jene, welche man in hinsichtlich 
der Tektonik klaren Teilen der Nordseite des Mosor als Schichtbäuke 
erkennt, und daß umgekehrt dort, wo sanftes Einfallen nachzuweisen 
ist, keine dünnen Bänke vorkommen. Naheliegend ist es, daß die den 
ganzen Nordmosor beherrschende Erscheinung, die wiederholte flach- 
wellige Biegung der Schichten, bis zur Gipfelregion hinauf anhalte, 
daß der durch den Jabukovac und Lukovo brdo repräsentierte Vorbau 
des Hauptkammes eine oberste, selbst von sekundären Wellen durch- 
setzte Schichtaufwölbung darstelle und die Einsenkung zwischen diesem 
Vorbau und dem als Antiklinalfalte von Domstruktur erkannten Gipfel- 
kamme einer Schichtmulde entspreche. In den beiden Flügeln dieser 
Mulde könnten immerhin Stellen, wo die Schichten steiler fallen, ein- 
geschaltet sein; eine regionale sehr steile Aufrichtung der Schichten 
in der Einsenkung am Nordfuße des mittleren Gipfelkammes ist jedoch 
sehr unwahrscheinlich. 

Durch einen Querriegel, der vom Südfuße des Jabukovac zum 
Nordostfuße der Signalkuppe, das heißt jenes Mosorgipfels, auf welchem 
die Triangulationspyramide steht, hinüberzieht, wird diese Einsenkung 
in einen westlichen und östlichen Teil geschieden. Am Übergange 
dieses Riegels in die Nordabhänge der Signalkuppe befindet sich ein 
größeres linsenförmiges Dolomitvorkommen. Es handelt sich auch hier 
um eine Einlagerung im Kalke und nicht um einen Aufbruch. Das 
Einfallen scheint hier steil gegen NO zu sein. Das westwärts vom 
vorgenannten Querriegel gelegene Terrain hat in morphologischer 
Beziehung Ähnlichkeit mit dem vorhin beschriebenen nordwärts des 
Gipfels des Jabukovac, doch sind die Felstrichter von bedeutenderen 
Dimensionen. Es präsentiert sich als ein Netz von schmalen, schroff 
abfallenden Felsrücken, zwischen denen weite, steilwandige Schlünde 
gähnen, deren Grund mit Trümmerwerk erfüllt ist. Der Einschluß 
zwischen hohen wüsten Bergen trägt das seinige dazu bei, den wild- 
romantischen Charakter dieser Gegend zu verschärfen. Man fühlt sich 
hier so recht im Herzen einer wüsten Karstgebirgswelt. 

Besonderes Interesse bietet eine Höhle an der Nordwand eines 
der weit geöffneten Abgründe. Man tritt hier durch ein riesenhaftes 
Felstor in einen steil zur Tiefe gehenden weiten Höhlengang, dessen 
Boden eine wüste Block- und Trümmerhalde darstellt. Am unteren 
Ende dieser Halde fanden sich bei meinem zu Anfang Mai erfolgten 
Besuche mehrere große flache Kuchen von körnigem Eis. Der von 
hier nach rechts abgehenden ebenen Fortsetzung der Höhle folgend, 
stieß ich bald auf einige bizarr geformte, vom Boden aufragende Eis- 
zacken, die den Gestalten des Büßerschnees der Anden ähnlich waren. 
Hinter diesen Zacken sah ich den Höhlengang sich unter rechtem 
Winkel in zwei dunkle Nischen von unbekannter Tiefe teilen. Die 
Länge des etwa 35° geneigten Höhlenganges kann zu 30 m, jene seiner 
ebenen Fortsetzung zu 20 m, die Breite des ersteren zu 10, jene der 
letzteren zu 5 m veranschlagt werden. 

Die eben erwähnten Eisgebilde können wohl nicht in Eis um- 


[47] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 261 


sewandelte Reste von durch Stürme weit in die Höhle hinein- 
gepeitschtem Winterschnee sein. 

Es ist bemerkenswert, daß sich unmittelbar über dem Felsentore 
der Ledenicahöhle eine steile, kahle, gegen Süden exponierte Fels- 
wand befindet. Diese Wand muß sich unter dem Einflusse der Beson- 
nung stark erhitzen, dadurch die benachbarte Atmosphäre sehr er- 
wärmen und zur Entstehung eines aufsteigenden Luftstromes Anlaß 
geben. 

Zum Ersatze der aufsteigenden Luftmassen wird — da vor den 
Seitenwänden und vor der dem Höhlentore gegenüberstehenden Süd- 
wand des Ledenicaschlundes sich gleichfalls eine Tendenz zur Luft- 
auflockerung geltend machen muß — vorwiegend Luft aus dem Höhlen- 
gange nachgezogen werden. Dieser Vorgang wird dann weiter eine 
Aspiration von Luft aus den vom Höhlengange in das Innere des 
Berges eindringenden engen Spalten, die wieder durch andere mit der 
Außenwelt kommunizieren mögen, im Gefolge haben. Von der Höhlen- 
decke tropft an mehreren Stellen Wasser nieder und da wäre es wohl 
denkbar, daß die durch den soeben erörterten Luftzug beschleunigte 
Verdunstung stellenweise eine solche Temperaturerniedrigung der 
Felsoberflächen am Höhlenboden erzeuge, daß es daselbst gelegentlich 
zur Bildung dünner Eiskrusten kommen kann. 

Ist einmal die Eisbildung eingeleitet, so wird deren weiteres 
Vorschreiten unschwer vonstatten gehen. 

Es kann hier jedoch diese Entstehungsursache der Eiszacken 
in der Ledenicahöhle nur als eine Vermutung ausgesprochen werden. 
Um sie zu erweisen, wäre ein zu ne Jahreszeiten mehrmals, 
und zwar nach verschiedenen Witterungsperioden wiederholter Besuch 
der Ledenica nötig, da eventuelle, hierbei feststellbare Größen- und 
Formänderungen der Eisgebilde in ihrer Abhängigkeit von meteorischen 
Verhältnissen erkennbar wären. Man müßte, um die ausgesprochene 
Vermutung zu begründen, zunächst finden, daß mit zunehmender 
Insolation die Eisbildung wachse, doch wäre nicht zu erwarten, daß 
sie zur Zeit des höchsten Sonnenstandes ihr Maximum erreiche, weil 
dann die die Eiserhaltung begünstigende nächtliche Abkühlung der 
Höhlenluft geringer ist als im Winter und die Temperatur der Gesteins- 
oberflächen am Höhlenboden etwas höher ist als in der kalten Jahres- 
zeit. Es handelt sich ja um einen relativ kurzen weiten Höhlengang; 
in welchem die Lufttemperatur noch eine tägliche und die ober- 
flächliche Bodentemperatur wenigstens noch eine jährliche Schwankung 
erkennen lassen muß. Auch eine Beziehung der Eisbildung zur stark 
ausgeprägten jährlichen Periode der Niederschläge sollte man nach- 
weisen können. 

Der Aufnahmsgeologe ist jedoch nicht in der Lage, hydrologische 
Probleme, welche zu ihrer Lösung periodische Beobachtungen er- 
heischen, näher zu verfolgen, am wenigsten in einem Gebiete, in 
welchem — wie auf der Nordseite des Mosor — wiederholte Ex- 
kursionen an dieselbe Stelle hin ihm weder an dieser selbst noch auch 
auf den überdies nur wenig variierbaren Hin- und Rückwegen irgend- 
welche Gelegenheit zu nennenswerten ergänzenden Beobachtungen in 
geologisch-kartographischer Hinsicht versprechen. 


262 Dr. Fritz v. Kerner. [48] 


vII. Die nordöstliche Vorkette des mittleren Mosor. 


Die früher erwähnte Querfurche, welche den Nordabhang des 
Mittelmosor in zwei Teile scheidet, setzt sich aus mehreren über- 
einanderfolgenden Teilstücken zusammen. Am Fuße des Mosor dringt 
zunächst eine Nische ins Gehänge ein, an die sich in der Mittelhöhe 
des Gebirges ein Kar anschließt; letzteres setzt sich nach oben in 
eine Felsschlucht fort, in deren Verlängerung eine Muldenzone liegt, 
die bis zum Fuße des Gipfelkammes reicht. 

Ober den Hütten von Tukic, welche an der Mündung der Quer- 
furche liegen, trifft man 40—45° gegen NNO geneigte Kalkschichten, 
welche reich an jenen, wahrscheinlich auf Nerineen zu beziehenden 
Fossildurchschnitten sind, die auch in Supla stina nahe dem Fuße 
des Gebirges zahlreich angetroffen werden. In der untersten Ein- 
muldung des Gehänges passiert man ganz ebene Gesteinsflächen, gegen 
SO begrenzt sich diese Mulde durch einen Hügel, der sehr sanftes 
nördliches Einfallen, zum Teil ganz horizontale Lagerung erkennen 
läßt. An der ihm nordwärts vorgelagerten Kuppe sieht man die 
Schichten aus der schrägen Stellung in die flache Lagerung umbiegen. 
Auf der Westseite der Mulde sieht man die Kalkbänke gleichsinnig 
mit dem Abhange fallen; weiter oben, in der Umgebung einer kleinen 
Staja, scheint mehr flache Lagerung vorzuherrschen. Die Rückseite 
der Mulde scheint dem vorhin als plioklin bezeichneten Gehängetypus 
zu entsprechen. 

Durch eine zwischen zwei weit vortretenden Felsspornen befind- 
liche Enge steht die Mulde hinter Tukic mit einem großen höher 
gelegenen Kare in Verbindung. Der östliche Felssporn scheint aus 
mittelsteil gegen NNO bis O einfallenden Schichten zu bestehen. 
Betrachtet man den Sporn von Westen, so könnte man geneigt sein, 
die steilen Gesteinsfugen, die man sieht, für Kluftlinien zu halten, 
da die Beschaffenheit seiner Kuppe auf flache Lagerung hindeutet. 
Es scheint jedoch, daß letztere beim Anblicke von West nur durch 
das östliche Einfallen vorgetäuscht wird. Unterhalb dieses Felssporns 
befindet sich eine natürliche Zisterne mit klarem, allerdings von 
Amphibien bewohntem Wasser. Etwas weiter unten trifft man noch 
zwei wasserführende Spalten. Bei der kleinen Hütte am Eingange 
in das Kar scheint sanftes NO-Fallen vorzuherrschen, soweit hier die 
Zerworfenheit der Felsen eine Beurteilung der Lagerung gestattet. 

Beim Aufstiege durch das Kar (dies Wort stets nur in rein 
morphologischem Sinne genommen) verquert man alsdann eine Zone 
von steil gestellten Schichten. Besonders auf der Ostseite des Kares 
ist das sehr steile Einfallen der Kalkbänke gegen NNO deutlich zu 
erkennen. Es scheint hier auch eine Längsverwerfung durchzuziehen. 
Weiter oben zeigt die Rückwand des Kares das typische Bild eines 
plioklinen Abhanges. Die vielen nassen Streifen, die sich hier ein- 
stellen und eine reiche Moosflora bedingen, scheinen zum Teil nicht 
von Schichtfugen, sondern von dünnen, zur Schichtung parallelen 
Fissuren ihren Ausgangspunkt zu nehmen. Auf der Ostseite des Kares 
grenzt sich diese feuchte, mit reicherer Vegetation versehene Gesteins- 
zone nach unten durch eine überhängende Wand ab, über welcher 


[49] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 263 


zunächst eine steile, mangelhaft geschichtete Felsmasse folgt. Ober 
diesem moosigen Abhange, an welchem das Gestein zum Teil breccien- 
artig wird, folgt eine wüste Felsmulde. 

Ober dieser Mulde öffnet sich eine wilde Schlucht, die zwischen 
dem Jabukovac und dem Lukovo brdo eingeschnitten ist und in die 
Einsenkung hinaufführt, welche diese beiden Berge vom Mosorhaupt- 
kamm trennt. Am Ostabhange dieser Schlucht sind die Lagerungs- 
verhältnisse der dort befindlichen, sehr stark zerklüfteten Felsmassen 
ganz unklar. Dagegen läßt sich auf der Westseite der Schlucht ein 
35-—-40° steiles Einfallen gegen ONO sehr deutlich konstatieren. Man 
passiert hier sehr umfangreiche schräge Felsflächen, die nach der 
eben genannten Richtung hin geneigt sind. 

Uber eine Felsbarre hinweg gelangt man aus dieser düsteren 
Schlucht in eine Muldenregion, in deren Hintergrund der Gipfelkamm 
des Mosor sichtbar wird. Zur Rechten hat man jenen Querriegel, der 
vom Jabukovac zum Fuße der Signalkuppe hinüberführt, zur Linken 
verläuft gleichfalls ein hoher Wall, der den östlichen Nachbar des 
Jabukovac, den Lukovo brdo, mit dem Fuße des östlichen Nachbar- 
gipfels der Signalkuppe in Verbindung bringt. Die eben erwähnte 
Felsbarre scheint einer Schichtaufwölbung zu entsprechen. Am Fels- 
kopf ostwärts von dem Sattel, in welclıem man die Barre überschreitet, 
glaubt man den Scheitel eines Faltenbogens zu erkennen, wogegen 
am Sattel selbst ein Antiklinalaufbruch vorhanden ist. Man sieht hier 
die Schichten auf der Nordseite gegen ONO und auf der Südseite 
40° steil gegen WSW fallen. 

In den tiefsten Teil der Muldenzone sind hintereinander drei 
Dolinen eingesenkt, in deren Boden Rasenflecken liegen. In den Fels- 
rücken zwischen diesen Dolinen kann man sanftes Einfallen nach 
verschiedenen Richtungen hin konstatieren; mehr gegen den Mosor- 
kamm hin ist steiles Einfallen gegen NÖ bis NNO vorhanden. Zum 
Querrücken unter dem Jabukovae steigt das Terrain wellig und mit 
mäßiger mittlerer Neigung an. In seiner Mitte wölbt sich ein kleiner 
Felsgrat auf. Die Lagerungsverhältnisse sind hier unklar. Ostwärts 
von den drei Dolinen steigt das Terrain sehr steil empor. Die Ver- 
bindung zwischen dem Lukovo brdo und dem Fuße des Mosorgipfels 
Ljubirna wird durch zwei Grate hergestellt, deren Mittelstücke als 
steile Schrofen aufragen und durch einen Quergrat miteinander in 
Verbindung stehen. 

Von den beiden so zustande kommenden Einsenkungen zwischen 
den beiden Graten ist die nördliche, welche an den Lukovo brdo 
grenzt, eine einzige große und sehr tiefe, von jähen Wänden umgebene 
Doline; in der südlichen, welche an den Fuß der Ljubirna stößt, 
befinden sich dagegen mehrere kleinere sehr tiefe Felstrichter. 

Der kleine Verbinduugsgrat zwischen den beiden Schrofen scheint 
einer kleinen domförmigen Schichtaufwölbung zu entsprechen. Am 
westlichen Grate glaubt man steiles NO-Fallen der Schichten wahr- 
zunehmen, doch schiene es nicht ausgeschlossen, daß es sich um 
Klüftungen in einer nicht steil stehenden Schichtmasse handelt. Am 
östlichen Grate gewinnt man den überzeugenden Eindruck, daß etwa 
60° steiles nordöstliches Fallen vorhanden ist. Man sieht hier jene 


264 Dr. Fritz v. Kerner. [50] 


Zackung und Sägezähnung des Grates, deren Fehlen in der Gegend 
von Ledenica ein starkes Argument gegen die vermeintliche steile 
Schichtstellung bildet. Allerdings ist auch im Süden des Lukovo brdo 
die Steilstellung mit Dünnbankigkeit kombiniert. (Vergl. Kapitel VI, 
S. 46.) Beim Anblicke des Ostgrates von Norden aus hat es den An- 
schein, als wenn in dessen mittlerem Teile steile und flache Lagerung 
in nächster Nachbarschaft vorhanden wären. Auf der dem Mosor zu- 
gekehrten Seite des Lukovo brdo fallen die Schichten oberhalb der 
sroßen tiefen Doline zirka 20° sanft gegen SSW ein. In welcher Weise 
das Zusammentreffen der beiden einander entgegengesetzt und ver- 
schieden steil einfallenden Schichtkomplexe sich vollzieht, ob eine 
Umknickung oder eine Verwerfung vorliegt, läßt sich nicht erkennen. 

Südwärts von der Muldenzone mit den drei Dolinen zeigt der 
Nordabhang des Hauptkammes eine Einbuchtung, durch welche man 
ziemlich leicht auf die Kammlinie hinaufgelangen kann. Während weiter 
west- und ostwärts steile, schwer passierbare Felsgehänge aufsteigen, 
zeigen sich in jener Einbuchtung die Felsmassen vielfach durch Wiesen- 
flecken und kleine Trümmerhalden unterbrochen. Diese Halden sowie 
auch die anstehenden Felsen sind reich mit Moos überzogen und mit 
steifstämmigem Gestrüpp bewachsen, während die Abhänge zur Rechten 
und Linken ziemlich kahl erscheinen. 

Etwas östlich von dieser Einbuchtung des Gehänges befindet 
sich die Jama sniega, das auf der Spezialkarte angegebene Schnee- 
loch. An einem steil gegen NNO abstürzenden Felshange Öffnet sich 
ein in dieser Richtung in die Länge gezogener Schlund von 3—4 m 
Breite, dessen Boden steil in den Berg hinein abfällt. Zufolge der 
entgegengesetzten Neigung der Schlundöffnung und des Bodens ist die 
senkrechte Südwand des Schlundes viel höher als seine Nordwand. 
Der tief unterhalb des Südrandes gelegene Nordrand der Schlund- 
öffnung mag etwa 8 m hoch über dem oberen Ende des Schlundbodens 
liegen. Der vertikale Abstand des Südrandes der Öffnung vom Schlund- 
boden mag hingegen bei 30 m betragen. Unten biegt der Felsschlauch 
gegen NNW um, zugleich wird seine bis dahin senkrechte Südwand 
überhängend, so daß eine nach oben geschlossene Nische zustande 
kommt. Die Wände derselben sind stark ausgewaschen und geglättet 
und von ihrer Decke tropft Wasser ab. 

Zur Zeit meines Besuches, anfangs Mai, war dieser Felsschlund 
mit einer Schneemasse erfüllt, die an seiner Nordwand bis etwa 5 m 
unterhalb der Schlundmündung hinaufreichte und sich nach unten bis 
in die von Fels überdachte Nische hinein erstreckte, welche das 
blinde Ende des Schlundes darstellt. Die Schneemasse endete dort 
zungenförmig bei einigen am Nischenboden liegenden Felstrümmern. 
Die Neigung ihrer Oberfläche war etwa 40°, die Dicke der Schnee- 
masse mag kaum mehr als 2 m betragen haben; sie nahm gegen 
unten :nicht zu, an der Stelle, wo der Felsschlot umbiegt, betrug sie 
etwa 1—1!/;, m. An seinen beiden Längsseiten zeigte das Schnee- 
lager scharfe, freie, schwarz gefärbte Ränder, seine Oberfläche war 
dagegen ziemlich rein. Der Schnee war ziemlich weich und von einer 
härteren Firnkruste überzogen. 

Das Persistieren von Schnee in diesem Felsloche zu einer Zeit, 


[51] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 265 


wann derselbe ringsum längst geschwunden ist, erscheint darin be- 
gründet, daß hier eine lokale starke Schneeanhäufung vor Insolation 
ziemlich geschützt bleibt. Verdunstung und Luftwärme zehren, sofern 
sie sich in mäßigen Grenzen halten, im Vergleiche zu Sonnenschein 
und Regen den Schnee nur langsam auf. Zur Zeit des höchsten Sonnen- 
standes, in den Mittagsstunden der Frühsommertage, wird allerdings 
ein Teil des Schlundbodens von den Sonnenstrahlen getroffen. Die 
Luftwärme wird auch im Sommer innerhalb des Schlotes nicht hoch 
sein, da die über den Felsflächen der Umgebung erhitzte Luft auf- 
steigt und keine Tendenz hat, sich mit der kühleren Luft im Schnee- 
loche zu vermischen. Dagegen wird zum Ersatze der bei diesem 
Aufstiege aus dem Schlote mitgezogenen Luft relativ kühle Luft aus 
den Klüften des Berginnern aspiriert werden. Die Ausfüllung des Fels- 
schlundes zur Winterszeit wird teils durch Einwehung von Schnee 
bei Borastürmen, teils, und zwar größerenteils, durch Absturz von 
Schneemassen von dem sehr steilen Felshange oberhalb der Schlund- 
öffnung erfolgen. 

Der Lukovo brdo (ca 1050 m) ist eine umfangreiche Bergkuppe, 
deren abgeflachte Gipfelregion ganz dasselbe Bild darbietet, welches 
man auf der Nordseite des Gipfels des Jabukovac zu Gesicht bekommt: 
ein Gewirre von schmalen Graten und zwischen denselben eingesenkten 
tiefen Trichtern. Die Lagerung ist nicht überall erkennbar. Man sieht 
Stellen, wo die Schichten gegen NO, und solche, wo sie gegen SW 
einfallen, und auch solche Stellen, wo man fast schwebende Lagerung 
vermuten möchte. Auf der Südostseite und Nordostseite des Berges 
dachen die Schichtflächen gleichsinnig mit dem Gehänge ab. Spora- 
disch trifft man in den Kalken des Lukovo brdo Putzen von Hornstein. 
Gegen Osten fällt die Bergkuppe zu einem Sattel ab, an welchem 
der Rücken von Orje seinen Ausgangspunkt nimmt. Auf der Nordseite 
des Sattels fallen zu beiden Seiten eines mit moosbedeckten Trümmern 
erfüllten Grabens die Schichten 35—40° steil gegen NO. Weiter 
unten liegt dem Lukovo brdo eine Terrasse mit wallartig erhöhtem 
Rande vor, in deren Bereich entschieden flachwellige Schichtlage 
vorhanden ist. Unterhalb dieser Terrasse folgt dann ein sehr gleich- 
mäßig geneigtes Gehänge, an das sich erst in der untersten Gebirgs- 
region wieder ein mehr coupiertes Terrain anschließt. 

Die östliche Fortsetzung des Lukovo brdo gestaltet sich, wie 
schon an früherer Stelle erwähnt wurde, zu einer selbständigen Vor- 
kette des Mosor, da sich das Terrain, welches den Nordfuß des 
Hauptkammes begleitet, gegen SO stark senkt, so daß in die süd- 
östliche Verlängerung der muldenreichen Hochstufe von Ledenica ein 
tiefes Tal zu liegen kommt, das bis an den Fuß des Gebirgsstockes 
hinabreicht. Es ist dies der einzige Fall von Vorkettenbildung auf 
der Nordseite des Mosor im Gegensatze zu den Verhältnissen auf 
der südlichen Gebirgsseite, wo selbständige Vorketten eine große 
Rolle spielen. 

Gegen NO dacht der Rücken des Orje, gleichwie die Vorstufe 
des Lukovo brdo, welche in der Verlängerung dieses Rückens liegt, 
mit einem sehr gleichförmigen Gehänge ab, welches so in Gegensatz 
tritt zu den von vielen kleinen Terrassen unterbrochenen Abhängen 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 35 


266 Dr, Fritz v. Kerner. [52] 


unter dem Lubljanski doci und Jabukovac. Zu Füßen dieses Gehänges 
breitet sich ein tief gelegenes hügel- und dolinenreiches, gut be- 
waldetes Terrain aus, jenseits dessen die Bergmasse des Veliki hum 
aufsteigt. 

Am Wege von Cosi6 zu den Hütten von Lutovia, welche am 
Fuße des Nordostabhanges des Orjerückens liegen, fallen die Schichten 
sanft gegen N, unterhalb Lutovia auch 30° gegen NO. Ober Lutovia 
trifft man sehr verworrene Felsmassen und Blockwerke mit reicher 
Staudenvegetation. Im großen und ganzen dürfte hier 30° NO-Fallen 
vorhanden sein, doch kann man lokal auch SW-Fallen konstatieren. 
Weiter oben scheint eine Abflachung einzutreten, der dann wieder 
deutliches ONO-Fallen folgt. Die von vielen Kuppen und Dolinen 
durchsetzte Rückenfläche des Gebirges begrenzt sich gegen SW mit 
einem steil erhöhten gratförmigen Rande. An der Stelle, wo man am 
Wege von Lutovia nach Vrutka staje diesen Grat überquert, glaubt 
man in dem gegen NW hin benachbarten Gratteile den Scheitel eines 
Faltenbogens wahrzunehmen. Dieser Grat ist jedoch im Gegensatze 
zu jenen, die durch solche Bogenscheitel gebildet werden, schwer 
passierbar, so daß es sich wohl um ein zerknittertes Gewölbe handeln 
dürfte. Ostwärts von der Stelle, wo man den Grat oberhalb Vrutka 
staje traversiert, sieht man auf der Rückenfläche des Gebirgszuges 
deutlich sanftwellige Schichtlage. 

Gegen das Tal von Vrutka staje fällt der Rücken des Orje mit 
einem sehr steilen Gehänge ab; es ist eines der steilsten im ganzen 
Mosorgebiete. Beim Abstiege über dieses Gehänge sieht man zunächst 
viele mit demselben gleichsinnig und gleich steil abfallende Fels- 
flächen. Dessenungeachtet hat man hier doch fast den Eindruck, als 
wenn ziemlich sanftes ONO-Fallen vorhanden wäre. Es kombiniert 
sich hier beinahe scheinbare Isoklinie des Gehänges mit Andeutungen 
von Stufenbau. Auf dem in halber Gehängehöhe sich hinziehenden, 
mit Rasen bewachsenen Felsgesimse glaubt man entschieden mäßiges 
ONO-Fallen wahrzunehmen. Weiter unten scheinen die Kalkbänke 
gegen SW einzufallen. Man sieht große Felsplaques am Gehänge 
hinabziehen, auch einige Rinnstreifen und Wasserbecken sind hier zu 
bemerken. Am Fuße des Abhanges trifft man bei den innersten Alm- 
hütten ein Terrain mit deutlich 20° gegen SW einfallenden Schichten. 
Von hier aus fällt beim Anblicke des SW-Absturzes des Orjerückens 
das vorerwähnte Felsgesimse als eine am Gehänge sanft gegen Osten 
abwärts ziehende Linie auf. Sie scheidet deutlich eine obere Zone des 
Gehänges, in welcher man Andeutungen einer jener Linie parallelen 
Streifung wahrnimmt, und eine untere Zone, welche ganz regellos von 
Klüften durchsetzt erscheint. Diese Verhältnisse deuten darauf hin, daß 
der Südabsturz des Orjerückens einem Längsdurchschnitte durch die 
Achsenregion eines unregelmäßig verbogenen Faltenkernes entspricht. 

Der Kalk ist auf der Route Lutovia— Vrutka staje auf der Nord- 
seite des Orjerückens sehr feinkörnig bis dicht, auf der Südseite mehr 
körnig; an verschiedenen Stellen, so am Grate und am schmalen Fels- 
gesimse sind Breccien zu bemerken. Bei den innersten Hütten der 
Vrutka-Alm findet man eine Breccie aus weißen Kalktrümmern, die in 
eine graugrüne körnige Grundmasse eingebettet sind. 


[53] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 267 


Im Muldenterrain in der Umgebung der Vrutka staje sind die 
Schiehten flach wellig gelagert. Die Hügel weiter talaufwärts bestehen 
aus 20—30° gegen Ost geneigten Schichten. Alsdann kommt man zu 
60° steil gegen NO einfallenden Kalkbänken und weiterhin zu einer 
NNW-—SSO streichenden Zone von saigeren Plattenkalken. Dann scheint 
es fast, als ob dieser Plattenkalk unmittelbar an 30° gegen SSO fallende 
Schiehten stoße, beinahe unter sie einfiele. Weiter oben hat man 
wieder eine Zone 'von dünnbankigem Kalk, der 45—50° steil gegen 
ONO fällt. Die oberen Hügel im Hintergrunde des Vrutkatales scheinen 
aus Schichten zu bestehen, die bei 30—35° Neigung zwischen ONO 
und SSO schwankende Einfallsriehtungen besitzen. Der Kalk ist im 
obersten Vrutkatale teils homogen, dicht, lichtgrau, teils zertrümmert 
und mehr oder weniger brecceienartig. In der Nähe der Plattenkalk- 
zone sieht man auch vereinzelte Bänke von Dolomit. 

Am oberen Ende des gegen den Lukovo brdo hinaufziehenden 
Grabens, welcher von der Zone der Plattenkalke durch einen Rücken 
getrennt ist, trifft man auch Kalke mit Hornstein und nahe dabei auch 
Breccien aus zum Teil sehr tossilreichen Rudistenkalkfragmenten. Die 
Nordseite dieses Grabens, welche dem Südabfalle des Anfangsteiles 
des Orjerückens entspricht, wird durch sehr zerklüftete schroffe Fels- 
abstürze gebildet, an denen man die Lagerungsverhältnisse nicht er- 
kennt. Am Grate oben fallen die -Kalke 45—60° steil gegen -NNO, 
vorher, noch etwas unterhalb desselben gegen S. Man gewinnt hier 
deutlich den Eindruck, daß man sich auf dem Scheitel eines Falten- 
bogens befindet. 

Die den eben erwähnten Steilabstürzen gegenüberstehende Nord- 
ostseite des Mosorgipfels Ljubirna ist ein hohes, sehr ödes und mono- 
tones Felsgehänge aus ziemlich steil gegen NO einfallenden Schichten. 

Seinen nordwestlichen Abschluß erhält das Tal von Vrutka staje 
durch den östlichen der beiden Grate, welche den Fuß der Ljubirna 
mit dem Lukovo brdo verbinden. Auf der Ostseite dieses Grates 
herrscht 30° steiles SO- bis SSO-Fallen vor, das dann auf dem Grate 
durch 60° steiles nordöstliches Einfallen ersetzt wird. 

Unterhalb der Hütten von Vrutka staje senkt sich das Terrain 
zum Westende eines schmalen, länglichen. Talbodens hinab, welcher 
die Sohle des unteren Vrutkatales bildet. Der Bergzug Orje wendet 
sich zirka 2!/, km südöstlich von seinem Ausgangspunkte gegen Ost, 
um sich unter sukzessiver Absenkung in die Dolinenlandschaft von 
Okruglice hinein zu verlieren. Aus seinem Südfuße entsendet er unter- 
halb. jener . Wendungsstelle einen Rücken gegen SO. Durch diesen 
Rücken wird die Sohle des unteren Vrutkatales vom tief gelegenen 
Dolac. Polje abgesperrt, dessen Westende in den Winkel zwischen diesem: 
Rücken und dem gegen Ost abgelenkten Endstücke des Orjerückens 
zu liegen kommt. Dieses Endstück führt die Bezeichnung Kamena. 
Am Nordfuße dieses Rückens breitet sich ein sehr coupiertes, reich 
bewaldetes Terrain aus, in dessen. östlichem Teile die Hütten von 
Osoje liegen. Auch der untere Teil der- Nordabhänge des Rückens 
zeigt ein ungemein kompliziertes Relief, ein wirres Durcheinander 
von kleinen Rücken, Kämmen, Hügeln, Gräben und Mulden. An den: 
oberen Nordabhängen des Kamena sieht man am Wege von Lutovia 

35* 


268 Dr. Fritz v. Kerner. [54] 


nach Bravic stellenweise die Schichten deutlich 20—30° gegen ONO 
einfallen. Dazwischen liegen Strecken mit fast ungeschichteten Fels- 
massen. Am Wege von Osoje nach Bravi6 beobachtet man zunächst 
sanftes, im Mittel 200 betragendes O-Fallen, dann 400 NNW- bis 
N-Fallen. Weiterhin führt der Weg zwischen hohen Hügeln hin- 
durch, die aus sehr schroffen Felsmassen bestehen, in denen sich die 
Lagerungsweise nicht entwirren läßt. Der Hauptsache nach dürften 
die Fallrichtungen im Quadranten zwischen N und OÖ liegen. Dort, wo 
man das östliche Ende des Kamenarückens überquert, fallen die Kalke 
30° gegen SO und OSO. Sie enthalten dort Putzen von Hornstein. 

Da Einlagerungen von Hornstein auch am Jabukovac, am Lukovo 
brdo und Orje von mir gefunden wurden, erscheint das Vorhandensein 
eines Zuges von hornsteinführendem Kreidekalk, welcher der nörd- 
lichen Vorkette des Mosor folgt, nachgewiesen. Die Hornsteinknollen 
sind hier jedoch überall sehr spärlich und die Kalke, welche sie ent- 
halten, heben sich noch viel weniger durch sonstige Merkmale von 
den hornsteinfreien Kalken ab, als dies bei den hornsteinreichen 
Kalken der Umgebung von Trau der Fall ist. Es ist nicht anzunehmen, 
daß am Nordmosor die Kalke, welche Hornsteine führen, in gleicher 
Weise wie die hornsteinreichen Kalke bei Trau dem tiefsten Teil des 
Kreidekalkkomplexes angehören. Da sowohl auf der Südseite des 
Mosor, als auch in dem nördlich von ihm gelegenen Berglande von 
Radinje, Dolomit an der Basis des Rudistenkalkes zu Tage tritt, wäre 
es sehr unwahrscheinlich, daß in der dazwischen liegenden Region 
Hornsteinkalk als Vertreter der Cenomanstufe erscheine. Die Lage- 
rungsverhältnisse sprechen ganz dagegen, daß in der nördlichen Vor- 
kette des Mosor viel tiefere Schichten als in anderen Teilen der 
Nordseite des Bergmassivs vorhanden seien. Allerdings entspricht 
diese Vorkette einem unregelmäßigen Faltensattel; die besonderen 
Strukturverhältnisse an der Nordseite des Mosor bedingen es aber, 
daß hier auf der Rückenfläche eines Bergzuges, welcher einer Falte 
entspricht, Schichten anstehen, die eher jünger, denn älter als jene 
sind, welche die unteren Abhänge dieses Bergzuges aufbauen. 

Gegen Süd fällt der Rücken des Kamena steil gegen den west- 
lichsten Teil des Dolac Polje ab. Am Ahhange ober Bravi6 fallen die 
Schichten zu beiden Seiten des Stufensteiges, welcher sich dort 
zwischen den Felsen hinaufwindet, mittelsteil gegen SSO, gegen das 
Polje zu ein; weiter ostwärts, am Wege der nach Osoje führt, scheint 
das Fallen mäßig steil südlich bis südsüdwestlich zu sein. Westwärts 
von den Hütten von Bravi6 fällt der Kamena bis zum Poljenrande 
steil ab; ostwärts von diesem Dörfchen liegt dem Steilhang noch ein 
flacheres Terrain vor, das durch eine schmale Aussackung des Polje, 
welche wieder bis zum Fuß des Steilabhanges eingreift, in zwei Teile 
geschieden wird. 

An diesem südlichen Vorvaue des Kamena trifft man grobe, 
ziemlich lockere Breceien, welche jenen ähnlich sind, die auf der 
Südseite des mittleren und östlichen Dolac Polje (Polje von Srijani 
und Polje von Dolae gornji) zu mächtiger Entwicklung gelangen. Diese 
Breccien beginnen am Poljenrande westwärts von Bravid und reichen 
ostwärts bis in die Nähe der Hütten ober der Kirche von Dolaec dolnji. 


[55] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 269 


In der Gegend von Bravic ist die Zone dieser Gesteine ziemlich schmal; 
ostwärts von der erwähnten Aussackung des Polje reichen sie dagegen 
bis zum Fuße des Steilabhanges des Kamena hinauf. Ein kleines 
isoliertes Vorkommen solcher Breccien befindet sich höher oben an 
der östlichen Abdachung des Kamena unweit der früher erwähnten 
Kalkfelsen mit Hornstein. 

Diese Breccien bestehen zum Teil aus großen, ziemlich locker 
zusammengekitteten Kalkbrocken und sind dann an der grobhöckerigen 
Beschaffenheit der Felsoberflächen schon von weitem zu erkennen. 
Daneben gibt es auch Gesteinspartien aus fest zusammengefügten 
Trümmern, bei welchen der Brecciencharakter erst im Bruche sichtbar 
wird. Diese Breccien werden unmittelbar von jenen Flyschschichten 
überlagert, welche das Dolac polje ausfüllen. Auf der gegenüber- 
liegenden Poljenseite, bei Simunic und DesSisevic, trifft man dagegen 
an der Grenze zwischen der Flyschausfüllung des Polje und dem 
Rudistenkalke der Poljenumrahmung eine schmale Zone eines mit 
Alveolinen dicht erfüllten Kalkes. 

In der Gegend des heutigen Dolac Polje haben sich demnach 
auch zur Mittel- und Obereozänzeit marine Sedimente abgelagert. 
Dieselben besitzen jedoch einen ganz anderen Charakter als jene, 
welche sich einige Kilometer weiter nordostwärts, längs des rechten 
Ufers der Cetina, erhalten haben, Letztere zeigen eine Schichtfolge und 
eine Ausbildungsweise, welche sich jener in den Küstengebieten zwischen 
Trau und Sebenico nähert. Es folgt dort über dem Rudistenkalke 
zunächst eine die Cosinaschichten vertretende Zone von fossilarmen, 
blaßgrauen bis rötlichen Kalken, dann Milioliten-, Alveolinen- und 
Nummulitenkalk, welch’ letzterer vom Knollenmergel überlagert wird. 
Bei Dolac geht dagegen der Rudistenkalk nach oben hin in Breccien 
über, an die sich eine schmale und inkonstante Zone eines stellen- 
weise dicht mit Alveolinen erfüllten Kalkes anschließt, über welcher 
sogleich der Flysch folgt. Während die Tertiärablagerungen am rechten 
Ufer der mittleren Cetina auf eine Meeresbedeckung während des 
größten Teiles der Eozänzeit hinweisen, sind die Grenzschichten 
zwischen Kreidekalk und Flysch am Fuße des Mosor bei Dolae als 
randliche Bildungen aufzufassen, Auf der Südseite des Mosor sind 
zwischen dem bereits zum Obereozän zu rechnenden Plattenkalke, 
welcher das Liegende des Flyschkomplexes bildet, und dem Rudisten- 
kalke gleichfalls vorwiegend Brececien und Konglomerate eingeschaltet, 
die eine inkonstante Begleitung durch schmale Zonen eines Kalkes 
finden, welcher eine spärliche Mischfauna verschiedener eozäner 
Foraminiferensippen aufweist. Es hat demnach einige Wahrscheinlich- 
keit für sich, das Fehlen jedweder Reste von marinen Eozänkalken 
im Bereiche der Nordseite des Mosor nicht ganz auf Rechnung nach: 
träglicher Abtragung zu bringen. sondern, wenigstens zum Teil auf 
gar nicht erfolgte Ablagerung zurückzuführen, oder mit andern Worten, 
anzunehmen, daß in der Gegend des heutigen Mosor die nach der 
protozänen Festlandsperiode in Dalmatien eingetretene allgemeine 
Überflutung keine vollständige war. 

Der Westrand des Dolac Polje ist in hydrologischer Beziehung 
wichtig, weil hier das Innere des Mosor zeitweise größere Wasser- 


270 Dr. Fritz v. Kerner. [56] 


mengen zugeführt erhält: Das Westende des Polje zwischen Bravic 
und DeSisevid bildet den tiefsten Teil desselben und es sammeln sich 
darum hier die Niederschläge, welche in der Regenzeit auf den un- 
durchlässigen Poljenboden fallen. Hierzu kommen die Wassermengen, 
welche die im Dolac Polje vorhandenen Quellen liefern und einen 
bereits durch Erdboden hindurchgegangenen Teil der Gesamtnieder- 
schläge des Polje darstellen. Dicht am Westrande desselben befinden 
sich mehrere Löcher, welche das in das Dolac Polje gelangte Regen- 
wasser wiederum verschlucken und den verborgenen Tiefen des Mosor 
zuführen, solange das Karstwasserniveau tiefer als das Polje liegt. 
Nach anhaltenden Spätherbst- und Frühjahrsregen wird dagegen der 
westliche Teil des Polje zeitweise überschwemmt. Auf der nordsüdlichen 
Teilstrecke des Poljenrandes zwischen DesiSevic und Bravi6 sieht man 
zwei kleine Löcher im Kalkfels unmittelbar am Poljenrande. Der 
Hauptponor befindet sich bei Bravic und erscheint als ein gegen 10 m 
tiefer, an. seiner Mündung zirka 8 m langer und einige Meter breiter 
Trichter in moosüberzogenem Fels. In der Nähe ist noch ein anderer, 
dem vorigen ähnlicher Ponor vorhanden. 

Westwärts von den Hütten von Desisevic trifft man noch Alveo- 
linenkalk am Poljenrande, anstehend und in Trümmern, daneben auch 
Bruchstücke von körnigem Rudistenkalk. In der Gegend der beiden 
kleinen Abzugslöcher reicht der Rudistenkalk bis an die Ebene. Das 
Einfallen ist hier 35° NO. Dann folgt bald Breccienkalk und mehr 
lockere Breccie, jedoch nur die zunächst an die Ebene anstoßenden 
Felsen bildend. Dahinter trifft man homogenen Rudistenkalk. Das 
Einfallen ist hier, soweit es erkennbar ist, steiler. Auf der Nordseite 
des westlichen Poljenteiles wird die Brecceienzone allmälig breiter, 
um dann, wie erwähnt, jenseits der tiefen, schmalen nördlichen Aus- 
sackung des Polje östlich von Bravic fast das ganze hügelige Terrain 
am Südfuße des Kamena aufzubauen. 


VIII. Der Kamm des mittleren Mosor und die obere 
Terrasse auf der Südwestseite desselben. 


Der höchste Teil des ganzen Mosorgebirges ist der zirka 5 km 
lange Abschnitt des Hauptkammes zwischen dem Plisevac und Luti 
kamen. Es erhebt sich dieser Teil noch um ein Bedeutendes über die 
westlich und östlich benachbarten Abschnitte des Kammes und grenzt 
sich gegen dieselben deutlich ab. Es ist ein wüster Felskamm, der 
inmitten einer öden Karstgebirgswelt, dieselbe weithin beherrschend, 
aufragt. Der Gipfelkamm des Mosorgebirges bildet, wie schon erwähnt, 
nicht die direkte Fortsetzung des Westmosorkammes. Sein Fußpunkt 
liegt einige hundert Meter nordostwärts von jener Hügelkette, in 
welche der Grat des PliSevac gegen SO hin ausläuft, in der südöst- 
lichen Verlängerung der Längsmulde, welche sich auf der Nordostseite:. 
des Plisevac hinzieht. 

Man konstatiert hier gleich ostwärts vom Wege, welcher von 
RogoSiö staje nach Mokrice hinüberführt, 20° nördliches Einfallen der 
Schichten. Von da steigt ein schroffer, zum Teil sehr stark zerklüfteter 


[57] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 97 


Grat zur Höhe des Gipfelkammes empor. An diesem Grate ist gleich- 
falls nördliches und nordnordwestliches Einfallen zu erkennen. Oben, 
am westlichen Ende des Gipfelkammes glaubt man 45-60 steiles 
Einfallen gegen NO wahrzunehmen; es scheint sich aber um Klüftung 
in einer nicht steil gelagerten Schichtmasse zu handeln. 

Diesem westlichen Ende des Gipfelkammes liegt nordwärts der 
mächtige Felskegel Lubljan (1261 m) vor. Es ist dies eine weithin 
sichtbare Bergspitze, die besonders beim Anblick des Mosorgebirges 
von Nordwesten sehr in die Augen fällt. Von hier aus erscheint der 
Lubljan als ein auf der Rückenfläche des Mosor vor dem Nordwest- 
ende des Gipfelgrates ziemlich isoliert aufragender, oben abgerundeter 
Kegel. Beim Anblick von Süden her kann der Berg keine solche 
Selbständigkeit vortäuschen, da die Scharte, die ihn vom Westende 
des Gipfelkammes trennt, nicht tief eingeschnitten ist. Vom westlichen 
Abfallgrate des letzteren zweigt gegen N ein Felskamm ab, der in 
einer sehr schroff aufsteigenden Spitze gipfelt. Die Einsenkung zwischen 
diesem Kamme und dem Lubljan wird durch einen steilen Querwall 
in eine rings umschlossene Mulde und in einen nach Nord sich 
öffnenden Graben abgeteilt. Der letztere vereinigt sich mit einem 
zweiten Graben, welcher von dem Sattel zwischen Lubljan und Dusna 
nach West hinabstreicht. In der Gegend, wo diese Vereinigung statt- 
findet, tritt an den Rändern zweier vertiefter Rasenflecke etwas Dolomit 
zutage. Das Terrain westwärts des Lubljan präsentiert sich als eine 
sehr wüste Felslandschaft, in der die Lagerungsverhältnisse nicht 
erkennbar sind. Auch über die Struktur des Lubljan kann man sich 
beim Anblick des Berges von Westen kein bestimmtes Urteil bilden. 
Man sieht wohl Andeutungen eines Faltenbogens, doch kein nur einiger- 
maßen klares tektonisches Bild. Am Nordwestfuße und an dem zum 
Teil mit Schutt bedeckten Nordabhange des Lubljan fallen die Schichten 
40—45° steil gegen Nord. 

Am Gipfel des Lubljan trifft man völlig horizontale Lagerung 
an; man sieht sehr schön, wie sich die Kalkbänke am Nordrande 
der Gipfelkuppe gegen Nord hinabbiegen. Der westliche Teil des 
Gipfelkammes, die Javorska (1272 m), scheint einem großen Falten- 
bogen zu entsprechen. An ihrer Nordostseite dachen die Schichten 
steil gegen die von großen Felstrichtern erfüllte Muldenzone ab, 
welche sich oberhalb des Lubljanski doci hinzieht. Auf der Südwest- 
seite des Kammes sieht man die Schichten ebenfalls gleichsinnig mit 
dem Gehänge einfallen. Ostwärts von der Javorska steigt der Kamm 
allmälig bis gegen 1325 m an und verharrt dann eine etwa | km 
lange Strecke in ungefähr dieser Höhe. Der Punkt, auf welchem das 
Triangulierungszeichen steht, ist zu 1330 ın bestimmt worden und 
befindet sich nahe dem östlichen Ende dieser Strecke. 

An diesem mittleren Teile des Gipfelkammes kann man deutlich 
sehen, daß er einer Falte mit Dornstruktur entspricht. Am Gipfel mit 
der zerfallenen Steinpyramide ist horizontale Schichtlage stellenweise 
mit Bestimmtheit zu erkennen und an anderen Stellen wenigstens 
angedeutet. Der Übergang in das steile SW-Fallen am südwestlichen 
und in das steile NO-Fallen am nordöstlichen Abhange, vollzieht sich 
rasch und man hat beiderseits weit mehr den Eindruck, daß eine 


972 Dr. Fritz v. Kerner. [58] 


scharfe Umbiegung, als daß eine Knickung vorhanden ist. Die Zone 
flacher Schichtlage ist sehr ‘schmal, auf die Kammlinie beschränkt. 
Es handelt sich sonach um einen ganz eigenartigen Faltentypus, um 
eine Bogenfalte mit einer in ihrer Breite auf ein Minimum reduzierten 
Scheitelregion. 

Am Südabhange der mittieren,Partie des Gipfelkammes kommt 
jener Gehängetypus zu großartiger Entwicklung, welcher bei Gelegen- 
heit der Besprechung der am Nordmosor vorherrschenden Gehänge- 
form als Isoklinie bezeichnet wurde, das Koinzidieren von Schicht- und 
Gehängeneigung. Man sieht den Bergabhang auf weite Strecken hin 
durch riesige Felsflächen gebildet, die zugleich Schichtflächen sind. 
Von der Ferne aus gesehen, erscheinen die so beschaffenen Gehänge- 
teile als lichte große Flecke, da hier die vielen starken Unebenheiten 
fehlen, die bei jedem beliebigen Sonnenstande stets die Beschattung 
einer Anzahl kleiner Oberflächenteile bedingen und dann beim Anblick 
aus der Ferne — infolge gleichmäßiger Durchmischung mit besonnten 
Stellen — einen dunkleren Gesamtton der Felsmassen veranlassen. 
Diese riesigen, bei entsprechender Beleuchtung förmlich glänzenden 
Felsflächen bilden ein Charakteristikon der Abhänge des Mosorkammes 
und treten auf der Südseite seines Mittelstückes am auffallendsten 
in Erscheinung. Der An- und Abstieg über solche Isoklinalgehänge 
gestaltet sich nicht leicht. Mein direkter Aufstieg zur Mosorpyramide 
vom Rücken zwischen den beiden Sipacmulden aus gestaltete sich zu 
einer etwas beschwerlichen Kletterei; weiter links, hinter der west- 
lichen Sipacmulde kann man dagegen auf einer von mir zum Abstiege 
gewählten Route den Aufstieg ohne besondere Mühe ausführen. West- 
wärts vongda sind am Gehänge aber wieder sehr ausgedehnte Fels- 
schichtflächen wahrzunehmen. Die steilen Nordabhänge des Pyramiden- 
grates sind gleichfalls zur Begehung wenig einladend. 

Von der Stelle mit der Triangulationspyramide senkt sich der 
Kamm allmälig zu einer Einsattlung hinab, die etwa 1275 m hoch 
liegt. Diese ist von Norden her durch eine breite, wenig felsige Rinne 
des Gehänges unschwer zugänglich. Der Kontrast des mit Mo°s und 
Rasen bewachsenen Nordabhanges gegen den kahlen wüsten Südabhang 
ist hier sehr auffällig. Dieser Sattel entspricht ebenfalls dem Scheitel 
eines scharfen Faltenbogens. 

Südostwärts von diesem Sattel steigt die Kammlinie wieder an, 
um endlich in der Ljubirna ihren Kulminationspunkt zu erreichen. 
Nach der Spezialkarte ist dieser Gipfel noch um 10 m höher als jene 
Stelle des Grates, auf welcher die T'riangulationspyramide steht. Die 
Ljubirna besteht aus zwei durch eine enge Scharte getrennten, nahezu 
gleich hohen Kammstücken. Auf dem westlichen konnte ich horizontale 
Schichtlage erkennen. Weiter ostwärts, gegen die Scharte zu, schien 
es mir, als wenn der Kamm noch aus gegen SW einfallenden Schichten 
bestünde. Auf der östlichen Ljubirna sah ich hauptsächlich kleine 
Felsriffchen, aber auch mehrere, auf horizontale oder flachwölbige 
Lagerung hindeutende Felsplaques. Die Aussicht, welche sich vom 
Grate mit der Steinpyramide und vom Ljubirnagipfel aus darbietet, 
wirkt durch die Weite ihres Umkreises überwältigend. Gegen Westen 
sieht man das rebenreiche Gelände von Spalato in der Ferne tief 


[59] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 275 


unter sich. Gegen Südwesten und Süden schweift der Blick über die 
dem Beschauer zu Füßen liegenden Vorketten und Vorstufen des 
Mosor auf die mitteldalmatische Inselwelt mit ihren langgezogenen 
Rücken und darüber hinaus auf das adriatische Meer. Im Südosten 
erhebt sich hinter dem im Vordergrunde steil aufragenden Grat des 
Kozik der mächtige Biokovo. Gegen Nordost erblickt man jenseits 
öder Karstlandschaften die Ebene der Oetina und den Kamm des 
Prolog, hinter welchem die zum Teil mit Schnee bedeckten Gipfel 
der bosnischen Gebirge sichtbar werden. Nordwärts streift das Auge 
über die Höhen der Svilaja, nordwestwärts über das Hügelgewirre 
der Zagorje. 

Von der Ljubirna senkt sich der Kamm ziemlich rasch zur tiefen 
Einsattlung des Luti kamen, welche die Grenze zwischen dem mittleren 
und östlichen Mosor darstellt. Auf diesem Gebirgspasse (1089 m) stößt 
man auf einen völlig unerwarteten geologischen Befund. Man trifft 
hier einen lichten Kalk mit sehr vielen Alveolinen und Nummuliten. 
Erstere heben sich in Längs- und Querdurchschnitten rein weiß vom 
Blaßgelb des Gesteines ab, letztere erscheinen als graue Auswitterungen. 
Dieses äußerst merkwürdige Vorkommen von Alveolinen und Nummu- 
liten ist auf die Stelle, wo der Pfad von Sitno nach Dolac den Sattel 
überschreitet und auf die nächste Umgebung dieser Stelle beschränkt. 
Die Felsriffe, welche die östliche Fortsetzung der Felsen am Paß- 
übergange bilden, sind ein fossilleerer weißer Kalk. Steigt man west- 
wärts am Grate hinauf, so sieht man die Alveolinen ebenfalls schon 
bald im Gestein verschwinden. Die Felsen zeigen hier an einer 
Stelle quer zur Streichungsrichtung des Kammes eine Trennungs- 
linie, die wohl einer Verwerfung entsprechen kann. Am Nordabbang 
des Luti kamen hinab konstatiert man einen fossilleeren rein weißen 
Kalk, dann einen schmutzig gelblichen, welcher zum Teil Partien des 
ersteren umschließt, zum Teil auch Andeutungen von plattiger Ab- 
sonderung zeigt. Auch Breccienkalke treten hier stellenweise auf. 
Alveolinen und Nummuliten fehlen aber. Am Südabhang des Passes 
trifft man Kreidekalk mit Splittern von Rudistenschalen und feste 
Breccien aus lichtgrauen, weißen und gelblichen Fragmenten. Da die 
Felsen am Luti kamen, welche Alveolinen und Nummuliten enthalten, 
reich an diesen Resten sind, deutet das plötzliche Fehlen dieser so 
charakteristischen Foraminiferen im Umkreise des Sattels darauf hin, 
daß in der Tat nur die unmittelbare Umgebung des Paßüberganges, 
somit ein räumlich sehr beschränktes Terrain dem Tertiär zugehört, 
ein Umstand, der das Vorkommen noch seltsamer erscheinen läßt. 
Die Lagerung ist am Luti kamen ziemlich unklar. Es muß auch hier 
eine Antiklinale vorliegen, da man an den Südabhängen mit Bestimmt- 
heit südliches, an den Nordabhängen sicher nördliches Schichtfallen 
konstatieren kann. Eine scharfe, aber bruchlose Umbiegung der 
Schichten an der Kammlinie, wie sie stellenweise am weiter westlich 
gelegenen Teile des Kammes erkennbar ist, läßt sich nicht feststellen. 
Am Sattel könnte noch südliches Einfallen herrschen. Allem Anscheine 
nach sind lokale Störungen vorhanden. 

Das Vorkommen eines isolierten Restes von tertiärem Kalk 
inmitten des Kreidekalkgebietes des Mosor ist äußerst interessant. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 36 


274 Dr. Fritz v. Kerner. [60] 


Es wurde an früherer Stelle hervorgehoben, daß die an den Rändern 
des Mosorgebirges zu beobachtende Vertretung der für Dalmatien 
normalen eozänen Schichtfolge durch eine mit Breccien und Kon- 
glomeraten innig verbundene inkonstante Kalkbildung von geringer 
Mächtigkeit und sehr ungleichmäßiger Fossilführung, sowie das auf 
weite Strecken anhaltende Fehlen von eozänen Kalken in den klasti- 
schen Ablagerungen des Mosor darauf hinweisen, daß das Gebiet, 
welches jetzt von diesem Gebirge eingenommen wird, beim Vordringen 
des Meeres nach der Protozänzeit nicht vollständig überflutet wurde. 
Man hätte auf Grund dieser Verhältnisse annehmen können, daß das 
Fehlen eozäner Kalke am Mosor allerorts auf nicht erfolgte Ab- 
lagerung zurückzuführen sei. Der Befund am Luti kamen zeigt, daß 
das nicht berechtigt gewesen wäre, daß das Fehlen eozäner Kalke 
am Mosor stellenweise auch auf nachträglicher Abtragung beruhen 
kann. Denn der Tertiärrest am Luti kamen muß entweder mit den 
Eozänablagerungen bei Dolac am Nordfuße des Mosor oder mit jenen 
bei Dubrava auf der Südseite des Berges oder mit beiden in Zu- 
sammenhang gestanden sein. Es ist nicht unwahrscheinlich, daß der 
Tertiärrest am Luti kamen seine Erhaltung einem Einbruche verdankt, 
mit welchem zugleich die Depression der Kammlinie in jener Region 
in Beziehung stehen könnte. 

Ich war, als ich auf Grund der an den Südabhängen des Mosor 
gemachten Beobachtungen die Ansicht aussprach, daß am Mosor zur 
mittleren Eozänzeit für Dalmatien abnormale physische Verhältnisse 
bestanden, so vorsichtig, nur von „sehr seichten Meeresstellen und 
wohl auch flachen Inseln“ zu sprechen (Verhdl.d.k.k. geol. R.-A. 1902, 
pag. 422). Rechnet, man mit einer solchen teilweisen Überflutung des 
Gebietes, so wird allerdings das Vorkommen von brackischem Mittel- 
eozän gerade am Luti kamen am wenigsten unbegreiflich sein. Er 
liegt gerade in der Mitte zwischen jenen Stellen, an welchen sowohl 
die nord- als südwärts vom Mosorkamme vorhandenen mitteleozänen 
Ablagerungen demselben am meisten nahe kommen. War irgendwo 
die Verbindung zwischen dem Meere auf der Nord- und Südseite des 
Mosor in keinem Abschnitte der Mitteleozänzeit ganz unterbrochen, 
so ist es aus den eben angeführten Gründen am nächstliegenden, daß 
dies zwischen Dolac dolnji und Dubrava der Fall war. 

Es würde dann am Mosor das heutige Relief zu dem alttertiären 
nicht nur insofern Bezug haben, daß dort, wo heute ein das ganze um- 
liegende Gebiet beherrschendes Gebirge aufragt, zu einer Zeit, da jenes 
umliegende Gebiet noch überflutet war, schon Land vorhanden wär, 
sondern sogar eine nähere Beziehung zu erkennen sein, indem die beiden 
durch ein Depressionsgebiet getrennten Erhebungszentren des Gebirges 
(mit den Kulminationspunkten Ljubirna 1340 m und Kozik 1319 m) 
zweien durch einen Meereskanal getrennten Inseln der Mitteleozänzeit 
entsprechen würden. Es kann dabei der tiefste Teil der Kamm- 
depression, der Luti kamen, doch noch — wie oben als wahrscheinlich 
hingestellt wurde — mit einem späteren Einbruche im Bereiche des schon 
emporgestauten Gebirges im Zusammenhange stehen. Das südostwärts 
von der Meeresstraße des -Luti kamen nicht überflutet gewesene Terrain 
müßte man sich als einen sehr schmalen Inselzug vorstellen 


[61] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 275 


Es ist nicht ausgeschlossen, daß eine sehr genaue Durchforschung 
des Mosor, auf welche viel mehr Zeit verwendet würde als auf jene, 
welche ich durchführte, noch weitere kleine Tertiärreste in den Hoch- 
regionen des Gebirges aufdecken könnte. Wahrscheinlich ist es bei 
der Dichte des von mir über dieses schwer zu begehende Gebirge 
gelegten Routennetzes allerdings nicht. Aber selbst solche neue Funde 
könnten nur zur Annahme mehrerer seichter, sich kreuzender Meeres- 
kanäle und mehrerer durch sie getrennter Inselchen führen, das 
im vorigen erörterte paläogeographische Hauptresultat jedoch nicht 
alterieren. 

Auf jeden Fall müßte der Nachweis von anstehenden Partien 
eozänen Kalkes geliefert werden, denn dem gelegentlichen Vorkommen 
vereinzelter loser Trümmer von Alveolinen- und Nummulitenkalk in- 
mitten von Rudistenkalkterrains, fernab von den nächsten Tertiär- 
strichen liegt nämlich eine ganz ungeologische Ursache zugrunde. 
Es pflegen die Landleute, wenn sich das Gleichgewicht der auf die 
beiden Seiten eines Tragtieres zu verteilenden Lasten nicht leicht 
erzielen läßt, durch Hinzubinden eines Gesteinstrummes auf die weniger 
beschwerte Seite den Gewichtsausgleich herzustellen und dann dieses 
Gesteinstrumm, sobald es seinen Zweck erfüllt hat, wegzuwerfen, völlig 
unbekümmert darum, ob sie sich noch in demselben geologischen Hori- 
zont befinden, in welchem sie den Stein aufhoben, oder nicht. Dem 
später kommenden Geologen wird im letzteren Falle — sofern er 
ohne Kenntnis dieser Art von Gesteinsverschleppung ist -—- unnützes 
Kopfzerbrechen aufgenötigt. 

Zu Füßen des Südabhanges des mittleren Mosorkammes breitet 
sich die große Gebirgsterrasse von Mokrice und Sipac aus. Dieselbe 
bildet die östliche erhöhte Fortsetzung der Kovacevicterrasse, welche 
dem Kamme des Westmosor im Süden vorliegt. In ihrem westlichen 
Teile ungefähr 1 km breit, verschmälert sie sich gegen SO hin all- 
mälig auf die Hälfte dieser Breite und endet dann mit einem gegen 
SO gekehrten Steilrande am Fuße des Ljubirnagipfels. Die Region 
von Mokrice und Sipae entspricht noch weniger, als es die schmalen 
Stufen auf der Nordseite des Mosor tun, dem engeren Begriffe einer 
Bergterrasse. Sie ist ein äußerst kompliziert gestaltetes Terrain mit 
vielen Rücken und mehr oder weniger isolierten Hügeln und dazwischen 
eingesenkten großen und kleinen tiefen Mulden. Der Umstand, daß 
die Durchschnittshöhe der Basislinie des Mosorkammes mit der mitt- 
leren Erhebung der südwestlichen, durch einen Steilrand dargestellten 
Grenze des Terrains beiläufig übereinstimmt, gestattet aber, von 
einer Gebirgsterrasse im weiteren Sinne des Wortes zu sprechen. 
Die Terrasse am Südfuße des mittleren Mosorkammes gliedert sich 
in einen tiefer gelegenen westlichen und in einen höheren östlichen 
Abschnitt, die beide durch einen gegen NW geneigten Abhang von 
einander geschieden sind. Im ersteren Teile, dem der Flurname 
Mokrice zufällt, liegen die ärmlichen Almhütten von Vickov staje, 
Mandir staje und Smoljane staje; letztere beide an den Rändern 
einer großen, mehrfach ausgebuchteten Vertiefung von zirka 830 m 
Höhe. Im höheren Teile, an dessen Westecke die Kuppe Kitere 
(937 m) aufsteigt, liegen am Fuße des Pyramidengrates zwei große, 

86* 


276 Dr. Fritz v. Kerner, [62] 


von der Isohypse von 1000 m umgrenzte große Mulden, deren öst- 
liche den Namen Sipae führt. 

In diesem dem Kamme des Mittelmosor gegen Süden vorgelagerten 
Terrain sind weitgehende Beziehungen zwischen Gebirgsbau und Relief 
vorhanden. Westwärts von der 882 m hohen Kuppe oberhalb der Hütten 
von Gajne entspricht der südsüdwestliche Rand der Mokriceterrasse 
einer Abflachung der am Abhang unterhalb derselben steil gegen SW 
einfallenden Schichten. Nordwärts von der eben genannten Kuppe 
fallen die Schichten gegen O, ONO und OSO. In der Längsmulde 
nordwestwärts von Vickov staje konstatiert man horizontale Schicht- 
lage und kurz vor dieser Staje eine flache Synklinale: sanftes Ein- 
fallen gegen NNO und SSW. Weiter östlich, am Westfuße der 867 m 
hohen Kuppe zwischen Vickov staje und Smoljane staje, dürfte west- 
liches Einfallen vorhanden sein. Der Hügelwall, zu welchem sich der 
Terrassenrand südwärts von Vickov staje aufwirft, entspricht einer 
Schichtaufwölbung mit sanft gegen NO oder ONO und steil gegen 
SSW einfallenden Flanken. Ähnliche Verhältnisse erkennt man am 
Rande der östlichen höheren Terrasse, woselbst die früher erwähnte 
Kuppe Kitere durch horizontal liegende Bänke in der Mitte einer 
flachen Schichtaufwölbung gebildet wird. In der großen Mulde von 
Sipac ist horizontale Lagerung deutlich zu erkennen. Au den Hügeln 
südwestwärts von Sipac ist nordöstliches, an den weiter gegen den 
Terrassenrand zu gelegenen Kuppen südwestliches Fallen feststellbar. 
Der Boden der Mulde von Sipac ist uneben und nur in seinen tiefsten 
Teilen mit Terra rossa bedeckt. Dazwischen tritt viel anstehendes 
Gestein zutage. Dasselbe ist in der westlichen Nachbarmulde der 
Fall. Die ganze im vorigen beschriebene Region am Südfuße des 
mittleren Mosorkammes ist ziemlich reich mit pontischer Waldvege- 
tation bedeckt. 

Am Fuße des Ljubirnagipfels begrenzt sich die Terrasse von 
Sipac ostwärts mit einem erhöhten Rande, von welchem das Terrain 
steil gegen SO abdacht. Diese Abdachung bildet im Vereine mit den 
Südabhängen des Kammstückes zwischen Ljubirna und Luti kamen 
die Westwand einer ausgedehnten, gegen Süd sich Öffnenden Gebirgs- 
bucht, durch welche die Grenze zwischen dem Mittel- und Ostmosor 
zu ziehen ist. Der westliche, noch dem Mittelmosor zuzurechnende Teil 
dieser Region ist ein gut bewaldetes Terrain mit steil aufstrebenden 
Felshügeln und tiefen Mulden. Die Kalkschichten scheinen hier auch 
eine flachwellige Lagerung zu besitzen. 

Vom Rande der breiten Terrasse von Mokrice und Sipaec fällt 
das Terrain steil zu einer tieferen Gebirgsstufe ab. Dieser Steilhang 
entspricht zugleich einer Zone steil gegen SSW einfallender Schichten. 
Man kann dies an den beiden Fußsteigen, welche vom Zagradjetal 
nach Mokrice hinaufführen, sowie am Abhange östlich von der Kuppe 
Kicere und in der Gegend von Polilina an mehreren Stellen ziemlich 
deutlich wahrnehmen. 


[63] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 277 


IX. Die mittlere Terrasse auf der Südwestseite des 
mittleren Mosor. 


Die Terrainzone, welche sich zu Füßen des soeben besprochenen 
Steilabfalles hinzieht, kann auch nur insofern als eine Gebirgsstufe 
bezeichnet werden, als sie, da unter ihr wiederum ein jäher Absturz 
folgt, zwischen zwei Steilgehänge eingeschoben ist. Dem engeren 
Begriffe einer Gebirgsterrasse entspricht sie keineswegs. Durch einen 
Querrücken, welcher eine Strecke weit ostwärts vom Fuße des Kitere 
liegt, wird diese Zone in zwei Abschnitte geschieden. Der östliche 
zerfällt durch einen zweiten kleinen Querwall in zwei gegen Süden 
offene flache Mulden. 

Im westlichen Abschnitt kommt es aber dadurch, daß der nach 
innen zu, das heißt gegen NO gelegene Teil tief absinkt, der Rand 
dagegen nur eine mäßige Höhenabnahme erfährt, zur Bildung eines 
Längstales und einer selbständigen Vorkette des Gebirges. Dieses Tal, 
das Hochtal von Zagradje liegt in der östlichen Verlängerung des im 
dritten Kapitel beschriebenen Gehänges ober Mianovi6 und Gajne. Die 
Felsmauer, welche jenes Gehänge krönt, setzt sich in die Felsabstürze 
auf der Nordseite des Zagradjetales fort, die Felsmauer, welche unter- 
halb jenes Gehänges verläuft, findet in dem Grate, der das eben 
genannte Tal im Südwesten begleitet, ihre Fortsetzung. Zwischen 
der Felsmauer ober Gajne und dem Westfuße des Grates öffnet sich 
eine enge wilde Schlucht, die hinter diesem letzteren zum unteren 
Ende des Zagradjetales aufsteigt. 

Auf der Nordseite des unteren erweiterten Teiles dieser Schlucht 
sieht man eine große schiefe Felsfläche von Dolomit. Dieses Gestein 
streicht demzufolge aus der Gegend ober Mianovi&, wo es noch in 
anstehenden Partien zutage tritt, unter dem Öberflächenschutte des 
Gehänges ober Gajne gegen Osten weiter. Oberhalb dieser Dolomit- 
fläche steigen Kalkwände an, die aus mäßig steil gegen SSW ein- 
fallenden Schichten zu bestehen scheinen. Im oberen engen Teil der 
Schlucht befinden sich gleichfalls Klippen von Dolomit zwischen Kalk- 
massen eingezwängt. Auf der Nordseite des Schluchtbeginnes trifft 
man eine löcherige, der Nagelfluh ähnliche Breccie an. Diese Schlucht 
entspricht einer Verwerfungskluft ; an ihrer linken Seite ist eine Rutsch- 
fläche sichtbar. 

Das Hochtal von Zagradje zerfällt in einen etwa 1 km langen 
unteren Teil mit schmalem ebenen Talboden und in einen oberen 
grabenartigen Teil, der aus der Vereinigung mehrerer Wurzelgräben 
hervorgeht. Das Gehänge zur Rechten des untersten Talabschnittes 
ist mit viel Schutt und Bergsturztrümmern bedeckt; weiter taleinwärts 
sieht man den Dolomit — teilweise auch noch von Schutt überlagert — 
die untere Gehängezone bilden und sich nach oben hin längs einer 
taleinwärts sanft ansteigenden Linie scharf gegen den Kalk abgrenzen, 
welcher die oberen steileren Gehängeteile aufbaut. Der Dolomit scheint 
mäßig steil nach SSW, der Kalk dagegen sehr steil nach dieser 
Richtung einzufallen. Man gewinnt den Eindruck, daß der Kalk dem 
Dolomit nicht aufliegt, sondern neben ihm sehr steil zur Tiefe geht. 


378 Dr. Fritz v. Kerner. [64] 


Die linkseitige Begrenzung des unteren Zagradjetales bildet 
der früher erwähnte Felsgrat, welcher nach einer ihn krönenden 
Kapelle (717 m) als Grat von Sv. Kuzman bezeichnet werden soll. 
Gegen Süd fällt dieser Grat mit steilen Wänden ab. Gegen das Hoch- 
tal von Zagradje dacht er mit einem mäßig steilen Gehänge ab. Zur 
Linken des untersten Talabschnittes besteht dasselbe ganz aus Rudisten- 
kalk, weiter taleinwärts tritt auch hier am Rande des Talbodens Dolomit 
zutage und nimmt dann, da seine Grenzlinie gegen den Kalk am Ge- 
hänge schief hinanzieht, mehr und mehr am Aufbaue desselben Anteil. 
Die oberen Gratteile bestehen aber auch dann noch aus Rudistenkalk. 
Auf der Südseite des Zagradjetales fällt der Dolomit ziemlich sanft 
segen N bis NNO. Der anstoßende Kalk liegt hier dem Dolomit auf 
und zeigt gleichfalls nördliches Einfallen. Die Südabstürze des Kuzman- 
srates scheinen aber durch steil gegen S einfallende Schichten ge- 
bildet zu sein. Es dürfte deshalb dieser Grat einer Auffaltung mit 
steilem Süd- und sanftem Nordflügel entsprechen. Auf der Südseite 
des untersten Zagradjetales sind die Lagerungsverhältnisse schwer zu 
beurteilen. Es ist nicht unwahrscheinlich, daß auch im niedrigen nord- 
westlichen Teile des Kuzmangrates eine der eben genannten analoge 
Umbiegung der Kalkschichten stattfindet. (Siehe Taf. Il, Prof. III u. IV.) 

Durch die mit Rasen bewachsene Sohle des unteren Zagradjetales 
schlängelt sich ein großenteils trocken liegendes Bachbett, das die in 
den Talwurzelstücken bei Regengüssen rasch sich sammelnden Ge- 
wässer abführt. An den Seitenwänden dieses Rinnsales sieht man 
feinen, mit roter Erde durchmengten Schutt aufgeschlossen. 

Am oberen Ende des Talbodens ist die synklinale Lagerung der 
Dolomite zu beiden Seiten des Zagradjetales deutlich zu erkennen. 
Der Dolomit bildet bis dahin auf beiden Talseiten schiefe, mit dem 
Gehänge abdachende Felsflächen. Weiter aufwärts formiert er aber 
eine große Zahl grotesker und bizarr gestalteter Felsklippen, welche 
an die Pilzfelseu der Wüste erinnern. Diese Klippen sind von jenen 
Felsbastionen, welche in diekbankigen Rudistenkalken auftreten, im 
Aussehen sehr verschieden und heben sich von den Kalkfelsen auch 
durch ihre dunkelgraue Farbe ab. Mit solchen Klippen ist haupt- 
sächlich der kleine Grat besetzt, welcher die Spaltung des obersten 
Zagradjetales in zwei Hauptäste veranlaßt, von denen der südliche 
noch mehrere Seitenäste abgibt. Die Dolomitpilzfelsen zeichnen sich 
hier sowohl durch Größe als auch durch Formenmannigfaltigkeit be- 
sonders aus. Es sei gleich hier bemerkt, daß der Dolomit des Mosor 
auch einigermaßen wasserhaltend ist und so zum Auftreten von Sicker- 
wässern und zeitweise rieselnden Quellfäden Anlaß gibt und daß er 
die vom Haidekraut bevorzugte Gesteinsart darstellt, auf welcher 
dieser im Blütezustande so schöne Strauch sehr üppig wuchert.. Dies 
alles wirkt zusammen, dem Hintergrunde des Zagradjetales einen 
eigenartigen, gegen die umgebenden Kalkwildnisse kontrastierenden 
Landschaftscharakter zu verleihen. 4 

Die Dolomitzone erstreckt sich über beide Aste des Zagradje- 
tales; das rechtseitige Gehänge des nördlichen Talastes, unterhalb 
der Kuppe Kiöere, ist zum Teil von Kalkschutt überlagert, auf der 
linken Seite des südlichen Astes reicht der Dolomit bis auf den 


[65] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 279 


Rücken hinauf, welcher die östliche Fortsetzung des Kuzmangrates 
bildet. Auf dem Querrücken, welcher das Zagradjetal gegen Ost ab- 
schließt, erheben sich zwei Hügel, zwischen welche sich ein breiter 
Sattel einschiebt. Der nördliche dieser beiden Hügel besteht aus 
Kalk. Es kommt so eine halbkreisförmige Einbuchtung der nördlichen 
Dolomitgrenze zustande, welche, da ihr nur eine sehr seichte Aus- 
bauchung der südlichen Grenze gegenüberliegt, zugleich eine Ein- 
schnürung der Dolomitzone mit sich bringt. Zwischen der Kuppe des 
soeben genannten Hügels und dem Steilgehänge unterhalb der Sipac- 
stufe befindet sich ein zweiter, höher gelegener Sattel. Auf der West- 
seite desselben fallen die Schichten sanft gegen Süden ein und stoßen 
scharf an die steil gegen S einfallenden Kalke am Abhange unter der 
Terrasse von Sipac. Auf der Kuppe des Kalkhügels liegen die Schichten 
flach. Gegen den oberen Sattel hin sind sie sanft gegen NO geneigt, 
auf der Ostseite desselben zeigen sie ein sanftes östliches Einfallen. 
Hier sieht man deutlich, daß der Dolomit unter dem Kalke hervor- 
tritt und somit der wiederholt genannte Hügel eine dem Dolomit flach 
auflagernde Kalkkappe bildet. Am Steilabfalle unterhalb der Sipac- 
terrasse fallen die Schichten ziemlich steil, wenn auch weniger steil 
als an der Nordwand des obersten Zagradjetales gegen SW. Die 
Grenze zwischen diesen Schichten und den sanft gegen NO und OÖ 
geneigten am Hügel ist nicht scharf und deutlich, doch hat man den 
Eindruck, daß eine Störungslinie vorliegt und nicht eine scharfe bruch- 
lose Umbiegung der Schichten stattfindet. Es zieht sich hier somit 
der Längsbruch, welcher auf der rechten Seite des Zagradjetales 
konstatierbar ist, gegen Ost weiter. (Siehe Taf. II, Prof. V.) 

Der südliche der beiden Hügel, welche sich am Rücken, der 
das Zagradjetal gegen Ost abschließt, erheben, ist niedriger und 
flacher als der vorerwähnte. Die Nordhälfte seiner Kuppe baut sich — 
gleichwie der Sattel zwischen den beiden Hügeln — aus Dolomit auf. 
Die Südhälfte seiner Kuppe besteht aus Kalk. Am Südabhang des 
Hügels tritt aber wieder Dolomit zutage. Dieser Dolomit und der 
Kalk, welcher die Südhälfte der Hügelkuppe bildet, formieren schmale 
Felszüge, welche in entgegengesetzten Richtungen zungenförmig in 
den Komplex des benachbarten Gesteines eindringen, und zwar in.der 
Weise, daß sich die Dolomitzunge von Westen her in den Kreidekalk 
vorschiebt und die von letzterem dadurch abgegliederte Randpartie 
als ein von Osten gegen Westen in die Dolomitzone eindringender 
schmaler Keil erscheint. Auf dem schon wiederholt erwähnten Sattel, 
welcher vom Zagradjetale in das östlich benachbarte Dolomitgebiet 
hinüberführt, befindet sich ein halb verfallenes Schurfloch. Hier soll 
in längst vergangenen Tagen nach Gold gegraben worden sein. Dies 
wäre noch nichts Undenkbares. Wunderbar klingt es dagegen, daß 
man am Mosor in alter Zeit auch Gold gefunden haben soll. 

Noch wunderbarer als dieses Märchen ist der Umstand, daß es 
heute noch geglaubt wird. Das heftige Montanfieber, welches im 
letzten Dezennium des verflossenen Jahrhunderts in Dalmatien 
grassierte, scheint zwar etwas nachgelassen zu haben, die angeblichen 
Berge vorzüglichen Beauxits, welche Dalmatien eine führende Rolle 
auf dem Aluminiummarkte hätten verschaffen sollen, scheinen zwar 


280 Dr. Fritz v. Kerner. [66] 


auch in den Augen der Nichtgeologen zu kleinen, wenig mächtigen 
Lagern eines seines größeren Kieselsäuregehaltes wegen technisch 
kaum verwertbaren Beauxits (als was sie den Geologen bereits be- 
kannt waren) herabgesunken zu sein. Die negativen Ergebnisse von 
Bohrungen scheinen die Hoffnung auf Realisierung des heißen, aber 
leider nach Ansicht der Geologen unerfüllbaren Wunsches, im Promina- 
gebiet auf ein dem Flöz von Carpano äquivalentes großes unteres 
Flöz zu stoßen, etwas herabgestimmt zu haben. Auch die Überzeugung 
von der enormen Ausdehnung der Kohlenlager im nördlichsten Dal- 
matien, welche dieses Land einst zur Kohlenkammer Europas machen 
sollten! (obwohl die supponierte große flache Mulde gar nicht existiert), 
scheint an Festigkeit verloren zu haben und selbst betreffs des seiner 
Qualität nach guten Asphaltsteines scheint die Erkenntnis aufzukeimen, 
daß man sich in bezug auf die Ausdehnung und Mächtigkeit seiner 
Vorkommnisse allzu kühnen Illusionen hingegeben hat. Der Gedanke, 
daß Dalmatien auch einen von Goldadern durchzogenen Berg besitze, 
ist aber zu süß, als daß sich die Bewohner dieses Landes dazu ent- 
schließen könnten, ihn aufzugeben. Und doch sind kretazischer Dolomit 
und Rudistenkalk am allerwenigsten dazu geeignet, Hoffnungen auf 
Goldvorkommnisse zu erwecken. Eine Stütze für die Annahme der 
Goldhaltigkeit des Mosor scheint man darin zu erblicken, daß in 
einem Torrente in der Nähe der vom Westfuße des Berges nicht 
weit entfernten Ruinen von Salona lose Goldkörnchen gefunden wurden. 
Ich bekam ein solches zu Gesicht und es schien dasselbe von dem 
slitzernden Geschmeide einer einstigen Bewohnerin des antiken 
Städtchens herzustammen. Was ein zweites dalmatinisches Goldvor- 
kommen anbelangt, das durch seinen chemischen Nachweis blenden 
und diejenigen verstummen machen soll, welche die gelegentlich von 
Landleuten in Dalmatien gemachten Goldfunde auch ungesehen für 
Pyrit erklären möchten, so erhielt ich von dem an der Spalatiner 
chemisch - landwirtschaftlichen Versuchsstation tätigen Fachmanne, 
welcher jenen Nachweis lieferte, die Auskunft, daß es sich in jenem 
Falle um ein zwei Goldschüppchen enthaltendes Quarzstückchen ge- 
handelt hat, welches sehr nahe der dalmatinischen Grenze in Bosnien 
gefunden worden war. 

Diejenigen, die schon auf den Gedanken an Goldadern verzichten, 
möchten wenigstens ein Vorkommen goldhaltigen Pyrits annehmen. 
Doch sind Pyritvorkommnisse im Kalk des Mosor äußerst selten. Ich 
bekam nur einmal bei Gata ein Kalkstückchen mit eingesprengtem 
Eisenkiese zu Gesicht. 

Sobald man übrigens anfängt, in der Angelegenheit des Mons 
aureus zur Annahme des Vorhandenseins bloß von Spuren von Gold 
herabzusteigen, so wird, sobald dieser Abstieg mutig und in aus- 
reichende Tiefe unternommen wird, auch der Geologe nicht unerbittlich 
sein. Gold zählt bekanntlich zu den häufiger verbreiteten Grundstoffen, 
ist es doch im Meerwasser nachgewiesen worden! Da könnte es wohl 
in dem zum größten Teile aus marinen Sedimenten aufgebauten Mosor 
vorhanden sein. Freilich wird mit dem Zugeständnis einer Goldhaltigkeit 
des Mosor in diesem Sinne kein Dalmatiner zufrieden sein. 

Ich gebe mich indessen nicht der Vermutung hin, daß der süße 


[67] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 281 


Traum vom Goldgehalt des Mosor bald ausgeträumt sein wird. Ich 
erinnere mich, wie mein seliger Vater wiederholt erzählte, daß einst- 
mals einer seiner Kollegen an der Universität Innsbruck, ein klassischer 
Philologe, bei einem Widerspruche zwischen den Angaben des Plinius 
und jenen der modernen Forschung in bezug auf das Vorkommen 
einer Pflanzenart in Süddeutschland nach einigem Schwanken sich 
dafür entschied, es mit Plinius zu halten. So würde es mich auch 
nicht wundern, wenn es Leute geben sollte, die der Ansicht wären, 
Plinius müsse die Geologie Dalmatiens doch schon besser verstanden 
haben als Hauer und Stache und diejenigen, die im Anschlusse 
an die grundlegenden Arbeiten dieser beiden Gelehrten nun seit einem 
Dezennium an der harten Arbeit sind, die geologischen Verhältnisse 
Dalmatiens genauer zu erforschen. 

Trotzdem steht es fest, daß sich der römische Name des Mosor, 
Mons aureus, nicht auf eine Goldhaltigkeit dieses Berges beziehen kann 
und daß man unter den an früheren Stellen erwähnten Erklärungen 
dieses Namens wählen muß. 

Da sich im folgenden nicht mehr Gelegenheit ergeben wird, 
auf die Namensfrage zurückzukommen, sei hier noch einer Ansicht 
Erwähnung getan, die dahin geht, der heutige Name des Gebirges 
östlich von Spalato stamme nicht von dessen in der Römerzeit ge- 
bräuchlich gewesenen Bezeichnung. Der Name Mosor sei von einem 
altarnautischen Worte Masaron abzuleiten, welches so viel wie Hügel 
oder Berg bedeute. Es würde dann die von Penck kreierte Ver- 
wendung des Wortes Mosor als karstmorphologischer Gattungsbegriff 
sprachkundlich gerechtfertigt sein. Dem Nichtfachmanne erschiene 
die Ableitung des Wortes Mosor von Masaron viel plausibler als jene 
von Mons aureus. Doch soll angeblich manches gegen die erstere 
Ableitung sprechen. 

Jenseits des Rückens, welcher das Hochtal von Zagradje gegen 
OÖ abschließt, befindet sich eine Mulde, in deren Zentrum ein kleiner, 
völlig ebener Wiesenboden liegt. Nach Süden zu ist diese Mulde offen, 
gegen O begrenzt sie sich durch einen kleinen Querrücken, welcher 
aus dem Steilgehänge unterhalb Sipae gegen SSW vorspringt. Die 
Abhänge im Westen, Norden und Osten dieser Mulde bestehen aus 
Dolomit, gegen Süd liegt ihr ein ganz flaches Kalkterrain vor, in 
welchem sich mehrere niedrige Hügelchen erheben. Man kann hier 
deutlich sehen, daß der Dolomit unter dem flach gelagerten Kalke her- 
vorkommt. Nicht so klar sind die tektonischen Beziehungen zwischen 
Dolomit und Kalk an dem gegenüberliegenden Rande der Dolomitzone, 
welcher sich über das zum Teil mit Schutt bedeckte eingebuchtete 
Nordgehänge der Mulde hinzieht. Man sieht hier hinter der am oberen 
Rande der Dolomitzone befindlichen Quelle Ljubae die unterste Kalk- 
bank einer Felswand aufliegen, welche dem Grenzniveau zwischen 
Kalk und Dolomit entspricht. Am Fuße dieser Felswand ist 30° gegen 
SW einfallender blättriger Dolomit vorhanden. In der Nähe dieser 
Stelle scheint es, daß der Dolomit in den die Felswand bildenden 
dolomitischen Kalk direkt übergeht. Weiter ostwärts wird eine genaue 
Verfolgung der Verhältnisse an der Grenze von Dolomit und Kalk 
durch partielle Schuttbedeckung erschwert. Man gewinnt so den Ein- 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Hett. (F. v. Kerner.) 37 


282 Dr. Fritz v, Kerner, [68] 


druck, daß in der Region der Quelle Ljubac eine Auflagerung des 
Kalkes ‘auf den Dolomit stattfindet. An anderen Stellen kann: man 
dieses Lagerungsverhältnis nicht deutlich erkennen, so daß es möglich 
schiene, daß die Störungslinie, welche weiter westwärts an der Nord- 
srenze des Dolomitaufbruches konstatierbar ist, sich über den Quer- 
rücken hinter dem Zagradjetale nach Ost fortsetzt und hier keine 
Auflagerung, sondern eine Anlagerung des Kalkes an den Dolomit bei 
ziemlich gleicher Neigung und Einfallsrichtung beider stattfinde. Das 
Kalkgehänge ober dem Dolomit zeigt die bei früherer Gelegenheit 
als Plioklinie bezeichnete Strukturform. Am Gehänge westlich von 
der Ljubacmulde und besonders am Fuße dieses Gehänges trifft man 
eine große Menge von bizarr geformten Dolomitfelsen. Auch über das 
Gehänge auf der Ostseite der Mulde sind viele Dolomitfelsen zerstreut. 

Jenseits des kleinen Querrückens, welcher die Ljubacmulde 
gegen O begrenzt, liegt eine zweite gegen Süden offene Einbuchtung 
des Gehänges mit einem ebenen Boden in der Tiefe. Das Eluvium 
liegt hier über der unteren Grenze zwischen Dolomit und Kalk, so 
daß sein Südrand schon von Kalk gebildet wird. Auch zu beiden Seiten 
dieser Mulde kann man schon die Auflagerung des Kalkes auf den 
Dolomit erkennen. An dem Abhange, welcher vom Nordrand- dieses 
Eluvialboden sansteigt, sieht man viele gegen SSW abdachende Dolomit- 
felsflächen. 

Ostwärts von diesem zweiten Eluvialboden tritt eine rasche Ver- 
schmälerung der Dolomitzone ein. Am Wege, welcher von Sitno zum 
Luti kamen führt, passiert man einen noch etwa 15—20 m breiten 
Dolomitstreifen. Nordwärts von dieser Stelle dringt ein tiefer Graben 
in östlicher Richtung in das Kalkterrain von Na metac ein. Dem Höhen- 
zuge, welcher diesen Graben südwärts begrenzt, ist ein schroffer langer 
Felsriff aufgesetzt. Längs der Südseite dieses Riffes verläuft der 
Dolomitzug, schon sehr schmal, noch ostwärts vom vorgenannten Wege 
weiter. Man trifft hier vorzugsweise loses Trümmerwerk, aber auch 
noch anstehende Felspartien. Südostwärts von dem Kalkriffe ragt ein 
Hügel auf, welcher gleichfalls aus Kalk besteht. Der Dolomit zieht 
zwischen Riff und Hügel hindurch und endet dann in einer kleinen 
nordwärts von dem letzteren gelegenen Doline. Der Felsriegel, welcher 
diese Doline gegen Ost begrenzt und von einem tiefen, gegen Süd 
abfallenden Graben scheidet, besteht schon ganz aus Kalk. In dieser 
Grenzzone des Dolomits trifft man Breccien und viele Brocken von 
ziegelrotem Mergel, wie er in den kretazischen Dolomitresionen von 
Norddalmatien nicht selten auftritt. 

Die Dolomitzone auf der Südseite des mittleren Mosor ist ein 
wasserführender Horizont, der durch seine hohe Lage und die Er- 
scheinungsform mehrerer der in ihm befindlichen Quellen besonderes 
Interesse bietet. Ich hatte Gelegenheit, diesen Quellenhorizont in drei 
verschiedenen Stadien der Wasserführung zu betreten. Zunächst im 
Frühsommer, zur Zeit eines ungefähr mittleren Wasserreichtums, dann 
in den letzten Tagen einer langen, völlig regenlosen sommerlichen 
Dürreperiode (1905) im Zustande größter Wasserarmut und unmittel- 
bar nach einem heftigen Gußregen im Beginne der Herbstregenzeit. 
Der das Hochtal von Zagradje durchziehende Potok ist der Abfluß 


[69] Geologische Beschreibang der Mosor planina. 283 


einer Quelle, welche nahe ober dem Ostende der Sohle des genannten 
Tales entspringt. Diese Quelle, Vrutak genannt, entsteht aus jenen 
Regenwassern, welche auf die wahrscheinlich hemizentroklinal gela- 
serten Dolomite des obersten Zagradjetales fallen. Ein Teil dieser 
Wässer tritt schon in den Wurzelgräben jenes Tales aus, um bald 
wieder zu:versiegen und dann noch ein zweitesmal an der Speisung 
einer Quelle teilzunehmen. Das Wasser tritt bei Vrutak an der Grenz- 
fuge zweier flach gelagerter Dolomitbänke aus und füllt dann ein von 
Binsen umstandenes seichtes Becken. Weiter abwärts sind dann noch 
ein. paar:-kleine Tümpelchen im Rinnsale vorhanden. Zu Ende: der 
sommerlichen Trockenzeit war diese Quelle total versiegt, nach dem 
heftigen Regengusse : war sie wasserreich und das Rinnsal des Zagradje 
potok von einem -Bächlein durchrauscht. 

- Beim Anstiege -durch das Felsgeklüft im rechtseitigen Aste 
des Zagradjetales kommt man bald zu einer Stelle, wo unter Dolomit- 
felsen: ein kleines, von nassen Moospolstern umgebenes Wasserbecken 
liegt. - Diese Stelle war die einzige im Bereiche des Zagradjetales, 
wo zu Ende der sommerlichen Trockenzeit Wasser anzutreffen war. 

. Etwas weiter- oben befindet sich eine überhängende Felswand, 
in welcher zwei tiefe glattwandige Nischen ausgewaschen sind. Eine 
derselben ‚setzt sich in einen kleinen runden Felskanal fort. Aus diesem 
Kanal: .schoß bei meinem Besuche der Felsenwildnisse oberhalb der 
Vrutakquellenach dem erwähnten heftigen Regen ein mächtiger Wasser- 
strahl:hervor. Auch von den Wänden der anderen Nische, deren Boden 
mit Wasserpflanzen überzogen ist, tropfte und rieselte viel Wasser 
ab. Etwas höher: oben. brach damals links von einer natürlichen Fels- 
brücke eine gleichfalls starke Quelle hervor. Beim Besuche der Region 
zu Ende der sommerlichen Dürreperiode waren sowohl diese Quelle 
als auch die vorerwähnte, aus einem Felskanal fließende total versiegt. 
Dasselbe war bei einer Anzalıl von kleinen Quelladern der Fall, welche 
nach Beginn der. herbstlichen Regenzeit zu beiden Seiten des Riegels 
aufbrachen, der das Zagradjetal von der Ljubacmulde scheidet. Zwei 
dieser Wasseradern befinden sich auf der Ostseite des eben genannten 
Riegels; die eine, hinter welcher sich ein kleines Steinmäuerchen 
erhebt, liegt etwas unterhalb der märchenhaften alten Goldmine, die 
andere, schwächere, südwestlich von:der vorigen. 

- Eine größere Zahl: von Stellen, an welchen nach röiehkchen 
Niederschlägen Wasser zutage tritt, befindet sich auf der Ostseite 
des vorgenannten Riegels, beziehungsweise am Westabhang der Mulde, 
an. deren Nordabhang die Ljubacquelle liegt. Eine dieser Stellen liegt 
am. oberen Rande des Gewirres von bizarren Felsklippen, welches 
sich am ÖOstfuße des Riegels ausbreitet. Hier kommt das Wasser 
unter einem hohen FErikabusche hervor und fließt über eine schiefe 
Dolomitfelsfläche ab. Eine zweite, durch oberflächlich eingedrungene 
Wasser -gespeiste Quelle tritt am Ostabhang des Riegels unter einem 
zwischen -zwei Dolomitfelsflächen stehenden Erikabusche zutage. Eine 
dritte Quelle liegt nahe der vorigen und ist gleich dieser südöstlich 
exponiert. -Eine weitere kleine Wasserader entspringt nach voraus- 
gegangenen  Niederschlägen am Ostfuße -des Riegels nordwärts von 
dem genannten Klippeugewirre und nahe der in der Regenzeit ver- 

37* 


284 Dr. Fritz v. Kerner. [70] 


sumpften oder inundierten Sohle der Ljubacmulde. Eine andere kommt 
etwas oberhalb der vorigen aus einem Dolomitfels heraus. Zwei weitere 
Quellen liegen endlich höher oben am Nordwestabhang der Mulde und 
nur wenig tiefer als jene, welche am Nordgehänge dieser Mulde ent- 
springen, 

Diese letzteren sind die wichtigsten des ganzen Dolomitgebietes. 
Die Quelle Novak ist ein tiefes, künstlich erweitertes Quellbecken 
von zirka 1 m im Gevierte. In der nassen Jahreszeit ist dasselbe 
mit klarem Wasser ganz gefüllt und letzteres fließt am Beckenrande 
über. In der Trockenzeit liegt der Wasserspiegel in dem Becken 
merklich tiefer und es spielt dann bei der Erhaltung desselben in 
gleichem Niveau wohl auch die Verdunstung eine Rolle. Diese Quelle 
liegt sehr nahe der oberen Grenze der Dolomitzone. 

Die Quelle Ljubac ist die schönste und interessanteste der ganzen 
Dolomitregion. Man sieht hier ein sehr tiefes längliches Quellbecken, 
welches nach rückwärts in eine Felsnische eingreift und nach vorn 
zu durch eine schmale Felsbarriere abgeschlossen wird. Unter dieser 
letzteren befindet sich ein kleines Becken, in welches das Wasser 
des vorhergenannten durch eine in der schmalen Barriere befindliche 
enge Spalte, bei großer Wasserfülle wohl auch über die Barriere ein- 
fließt. Von diesem kleinen Becken gelangt das Wasser durch einen 
kurzen offenen Kanal in eine ovale Wanne. Letztere entleert sich 
durch einen an ihrer vorderen Schmalseite befindlichen Einschnitt in 
eine breite tiefe Rinne; bei hohem Wasserstande fließt das Wasser 
auch über die rechte Längsseite der Wanne in eine sehr flache Rinne 
ab. Die Quelle Ljubac, welche sich gleichfalls an der oberen Grenze 
der Dolomitzone befindet, ist die einzige dauernd fließende Quelle 
in der Dolomitregion des Mosor. Allerdings schrumpft auch bei ihr die 
Wassermenge zu Ende der Sommerszeit auf ein bescheidenes Maß 
zusammen. Noch im Frühsommer sah ich hier das Wasser mächtig aus 
dem Felsen sprudeln, im Herbste rieselte nur ein schwaches Wässerchen 
hervor. Die Quelle Ljubac verdient noch deshalb besondere Erwähnung, 
weil sie — abgesehen von der den Namen Quelle nicht zu Recht ver- 
dienenden Quelle Traposnik im Ostmosor — die höchstgelegene Quelle 
der ganzen Mosor planina ist (zirka 900 m). 

Die Quellen Novak und Ljubac unterscheiden sich von den 
früber genannten dadurch, daß sie nicht innerhalb der Dolomitzone, 
sondern an der Grenze derselben gegen den Kalk entspringen. Während 
die früher erwähnten Quellen der Auflagerung relativ durchlässiger 
verwitterter Schichten auf relativ undurchlässigen frischen Schichten 
desselben Gesteines ihre Entstehung verdanken, liegt beim Novak 
und Ljubac die Ursache der Quellbildung im Kontakt zweier ver- 
schiedener Gesteine. Die einfachste Erklärung des Auftretens dieser 
Quellen bestünde darin, daß sie Kombinationen von Überfall- und 
Schichtquellen darstellen, daß sie durch Wassermengen gespeist seien, 
welche sich auf der undurchlässigen Unterlage der Kalke der Sipac- 
stufe sammeln und über die stark geneigte Basis der Kalke am 
Steilabfalle unter dieser Gebirgsterrasse abfließen. Es ist nicht daran 
zu zweifeln, daß die Oberfläche des Dolomits, welcher die flach 
wellig gelagerten Kalke der oberen Mosorterrasse unterteuft, selbst 


[71] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 285 


sehr uneben ist und einzelne rings umwallte seichte Mulden aufweist, 
welche zu größeren Ansammlungen von Wasser im Geklüft der diese 
Mulden ausfüllenden Kalke Anlaß geben können. An den tiefsten Stellen 
der undurchlässigen Umrandung dieser Mulden wird sodann das Wasser 
in niedriger gelegene Nachbarmulden übertreten und alsdann über 
den flachen Wall, welcher — entsprechend der Aufwölbung der Kalke 
am Rande der Sipacterrasse — auch in der Dolomitbasis vorhanden 
sein wird, abfließen. Es tritt dann in der mittleren Gebirgsterrasse 
an der Grenze des Kalkes gegen den unterlagernden Dolomit zutage. 
Diese Erklärung setzt voraus, daß in der Gegend der in Rede stehenden 
beiden Quellen die Grenze zwischen Dolomit und Kalk einer Schicht- 
grenze entspricht, Zu dieser Auffassung wird man beim Anblicke 
jener Gegend gleich oberhalb der beiden Quellen — dem an früherer 
Stelle Gesagten zufolge — auch geneigt sein. 

Bei der Quelle Novak kommt nun aber das Wasser anscheinend 
von unten herauf und beim Ljubac scheint es sich ebenso zu verhalten, 
Man braucht deswegen noch nicht anzunehmen, daß ein Emporsteigen 
des Wassers aus erößeren Tiefen stattfindet. Es dürfte sich in beiden 
Fällen um Überfallquellen handeln. Man kann aber nicht annehmen, 
daß die beiden Quellen unmittelbar an einer steil abfallenden Schicht- 
srenze zutage treten. Man könnte doch zu der Ansicht neigen, daß 
hier die Grenze zwischen Kalk nnd Dolomit einer steilen Verwerfung 
von allerdings vielleicht nur mäßiger Sprunghöhe entspricht und daß 
das aus der Höhe kommende Wasser an der undurchlässigen Wand 
des Hangendflügels der Verwerfung aufgestaut wird. Die Orte des 
Wasseraustrittes entsprächen dann den tiefsten Punkten der Schnitt- 
linie der Verwerfungsfläche mit dem Abhange oder solchen Stellen, 
wo die Verwerfung durch einen Querbruch abgeschnitten wird. 

Es erscheint nun allerdings nicht unbedingt notwendig, daß das 
Überfallen der Quellen Novak und Ljubaec durch eine Verwerfung 
zwischen Dolomit und Kalk bedingt sei. Es könnten immerhin im 
Dolomit selbst Hohlräume und Klüfte existieren, so daß das Wasser, 
welches über den erhöhten Rand des dolomitischen Grundes der Sipac- 
stufe abfließt, schon oberhalb des unteren Randes der Kalkdecke, 
welche den Steilabfall jener Stufe bildet, in den lolomit eindringt, 
in einem Kluftsystem desselben aufgestaut wird und dicht unterhalb 
jenes Deckenrandes austritt. 

Der östlich von der Ljubacmulde befindliche Eluvialboden ist 
gleichfalls der Sammelort von Wassern, welche in das hinter ihm 
ansteigende Dolomitgehänge oberflächlich eindringen. Nach dem wieder- 
holt erwähnten Regengusse brach hier außer vielen Rieselwässern an 
einer Stelle ein mächtiger Quell hervor. Zu Ende der sommerlichen 
Dürreperiode war dieser Abhang gänzlich wasserlos und nur eine 
große Zahl von ausgetrockneten Schlammstreifen auf den Dolomit- 
felsflächen sichtbar. 

Das Gehänge, welches sich unterhalb der mittleren Mosorterrasse 
hinzieht, besteht aus steil gegen SSW einfallenden Rudistenkalken. 
Am Pfade, welcher von den Hütten von Poliine zur Dolomitregion 
hinaufführt, ist die steile Stellung der Kalkbänke gut erkennbar. 
Streckenweise stehen sie hier beinahe seiger. Am schmalen Steige, 


286 Dr. Fritz v. Kerner. [72] 


welcher :sich ober .den Hütten. von Orisine .emporwindet, fallen: die 
Kalke .60—70° SSW. Sie sind hier gut gebankt und. ziemlich reich 
an'Rudisten. Die engen Beziehungen zwischen Schicht- und. Gehänge- 
peigung, welche man .im Mosorgebiete so häufig. konstatieren kann, 
sind auch. am Rande .der mittleren Mosorterrasse sehr auffällig. -. 

:In- dem .Maße,. in :welchem man nach dem Emporstiege über die 
jähen Felsabstürze. .ober. Politine und Ori&ine bei der Annäherung 
an die Dolomitzone die. Neigung des Terrains abnehmen sieht, ver- 
mindern sich. auch die Neigungswinkel der Kalkbänke. . 
©....Ostwärts.von OriSine nimmt — entsprechend dem Auskeilen der 
Dolomitzone —. das unter ihr verlaufende Kalkgehänge an Breite zu 
und!. zugleich an. :Steilheit ab. Unterhalb des früher beschriebenen 
östlichen Endes des Dolomitzuges schiebt sich sogar eine kleine 
Terrasse in den Abhang ein. .Man trifft in dieser Gegend: weißen 
körnigen Kalk mit vielen.Resten von -Rudistenschalen, aber stellen- 
weise auch Gesteine mit Breccien- und Konglomeratstruktur, welche 
im Gegensatze zu.den. homogenen Kalken Pe ee Fels- 
plagues bilden. 


> x „Die nn Terrassen auf der. Südwestseite des 
mittleren Mosor. 


Die unteren Südwestabhänge des Mittelmosor sind der am kom- 
pliziertesten geformte Teil der. südlichen Gebirgsseite. Es sind hier 
zwei. Terrassen und. eine. selbständige Vorkette zu unterscheiden, 
Von.:den. beiden Terrassen eıstreckt sich jede nur über je eine Hälfte 
der Längsausdehnung des Gehänges. Sie liegen aber nicht in: gleicher 
Höhe. nebeneinander, sondern. sind in: bezug auf Höhe und. Lage 
derart gegeneinander verschoben, daß die nordwestliche die tiefere 
und :weiter vorgeschobene ist. Der in der nordwestlichen Fortsetzung 
der oberen, . weiter. zurückliegenden Terrasse befindliche .Abhang 
kommt so hinter die untere .Terrasse zu liegen und das in der süd- 
östlichen Verlängerung.der letzteren gelegene Gehänge entspricht dem 
Steilabfalle der ersteren. Zwischen beiden Terrassen. schneidet die 
Schlucht von Duplina in das Gebirge ein. Der Rand der nordwest- 
lichen Gebirgsstufe ist nur zu einem flachen. Rücken, dem Gradae. 
(422 m) aufgebogen;.der Rand der südöstlichen Terrasse wölbt sich 
dagegen:hoch empor, so daß eine selbständige Vorkette. des Mosor, 
die. Makirina (702 m) zustande kommt und der Terrassenboden in 
einen: .Talboden. übergeht.. Die Terrasse des Gradac. wird gegen NW 
hin durch .die Schlucht begrenzt, ‚welche sich in der: Verlängerung 
des. Stobrectales gegen die. Mündung. des Hochtales von Zagradje 
hinanzieht.. Diese Schlucht ‚befindet sich ziemlich genau zu -Füßen 
jener Stelle des Hauptkammes, welche als Grenze zwischen dessen 
West- und Mittelabschnitt zu.gelten hat. Der Kamm der Makirina 
und.die hinter.ihr. gelegene Talebene von Dubrava erfahren dagegen 
unterhalb des Luti kamen, welcher für die oberen Regionen. des: 
Gebirges .als.Scheide. zwischen Mittel- und Ostmosor zu betrachten. 
ist,. keine Begrenzung durch eine Querschlucht. Wohl aber findet zu 


73] Geologische Beschreibung der. Mosor planina. DR 


Füßen ‚jenes Sattels eine Umgestaltung der Reliefverhältnisse , statt, 
so daß auch für-die unteren Südabhänge des Gebirges ‘eine natür- 
liche Grenze zwischen dessen Mittel- und Ostabschnitt gezogen werden 
kann. Die breite Talebene von -Dubrava zerspaltet sich dadurch; daß 
sich in ihrer südöstlichen Fortsetzung ein breiter Rücken. aufwölbt; 
in zwei Äste und der Kamm-der Makirina erfährt: im :Passe von 
Rudina eine tiefe Depression. Die früher erwähnte Vorkette,  wetche 
in der Sridivica kulminiert und nordwestwärts bis zum Stobrec potok 
reicht, flacht sich südostwärts ungefähr in jener Gegend ab,: in weicher. 
sich der Rand der Dubravaterrasse zur Makirina aufwirft. -In ihrer 
südöstlichen Fortsetzung zieht sich ein Gehänge hin, in welchem unter- 
halb- des vorerwähnten Rudinapasses eine Hügelmasse, der Kravar, 
vorspringt, in der Region des Gebirgsfußes die Grenze zwischen Mittel« 
und Ostmosor -markierend. 

Zwischen dem Kamme der Sridiviea und dem Rücken des- Guam 
dringt das Tal des BriSine potok ein. Die Südwestseite der Sridivica 
und: das in ihrer östlichen Fortsetzung gelegene Gehänge von Srinjine 
bilden die rechtseitige Wand des Zernovnicatales, welches den Mosor 
im engeren Sinne vom Poljicagebirge trennt. 

Gleich dem Relief ist auch: der geologische Bau der: teren, 
Südabhänge des Mittelmosor ziemlich kompliziert: Es sind hier‘ fünf 
einander pärallele Faltenzüge zu unterscheiden. | 

‘An der .Nordostseite des BriSinetales ‘kann man, gleichwie zu 
beiden Seiten des Sridivicakammes, eine untere mit Weingärten: be- 
deckte Berglehne und ein darüber schroff ansteigendes Felsgehänge 
unterscheiden. Im Bereich der unteren Lehne sind nur wenige Auf- 
schlüsse vorhanden, doch kann man konstatieren, daß sie sich geolo= 
gisch in drei Zonen gliedern läßt, in einen oberen und unteren Mergel- 
schieferzug und in eine dazwischen eingeklemmte Zone von Flysch- 
mergel. Man hat hier die enge vierte Mulde in der Vorfaltenzone des 
Mittelmosor vor sich. (Siehe Taf. II, Prof. IT u. III.)- ER 

An der Westseite der Schlucht unter Sitno sieht man seiger 
stehende Bänke von Flyschsandstein und etwas Mergel aufgeschlossen. 
Die den Muldenkern im NO begleitenden Plattenmergel 'sind hier 
wenig mächtig und steil gegen NNO einfallend. Weiter talauswärts 
beobachtet man beim Anstiege am rechtseitigen Gehänge des Brisine- 
tales zunächst über den Foraminiferenkalken des Bachrinnsales gut 
gebankte Mergelschiefer, die unter 60° und sukzessive steiler gegen 
NNO einfallen, dann seigere Flyschschicehten, streckenweise mit Schutt 
bedeckt, hierauf steil gegen SW einfallende Kalke und dann eine 
Zone von Mergelschiefern, bei denen es sich schwer erkennen läßt, 
ob sie steil gegen NO oder SW einfallen. Der Höhenzug des Gradaec, 
welcher sich über diesen Mergelabhängen erhebt, entspricht: dem 
dritten Sattel in der Vorgebirgszone des mittleren Mosor. Er besteht 
aus groben Konglomeraten und Breceien, aus weißen, lichtgrauen und 
bräunlichen Rudistenkalken, zum Teil auch eozänen Kalken, und aus 
sehr kompakten, von feinen roten Adern durchzogenen Breccienkalken. 
Homogener Kreidekalk, wie er in den Sätteln der Poljica und Sridivica 
vorherrschend ist, tritt dagegen sehr zurück. An der Grenze gegen die 
Plattenmergelhülle treten auch hier Nummuliten führende Kalke auf. 


288 Dr. Fritz v. Kerner. [74] 


Der Faltenzug des Gradac zeigt, wie jener der Sridivica, eine 
vollkommene Domstruktur. Wie dort, sieht man auch hier mit der 
Annäherung an die Sattelachse die Schichtneigung beiderseits mehr 
und mehr abnehmen und in der Achse selbst in horizontale Lagerung 
übergehen. Am Rücken verhindert streckenweise das Karstrelief die 
Feststellung der Lagerungsverhältnisse, sehr schön dagegen ist der 
Gewölbebau der Gradacfalte an der Westwand der Schlucht von 
Duplina erkennbar. Desgleichen läßt er sich von der Schlucht von 
Studenica aus am ÖOrlice, dem nordwestlichen Vorberge des Gradac 
wahrnehmen. 

Nordostwärts vom Felsrücken des Gradac verläuft parallel zu 
ihm ein zweiter Felszug, welcher jedoch nur in seinem Nordwest- 
abschnitte einen flachen Rücken bildet und weiter südostwärts nur 
als eine felsige Gehängezone verfolgbar ist. In der Mitte seiner Längs- 
erstreckung hängt er durch einen Querwall mit dem Gradacrücken 
zusammen, so daß die Einsenkung zwischen den beiden Rücken in 
zwei Teile zerfällt, in ein flaches Tälchen, das sich südostwärts sanft 
gegen die Schlucht von Duplina hinabsenkt und in einen engen 
Graben, welcher gegen NW steil zur Schlucht von Studenica abfällt. 

Der Felszug nordostwärts vom Gradac besteht aus bräunlichem, 
ungleichmäßig gekörntem Nummulitenkalke. In der Gegend der Kuppe 
(452 m) oberhalb des Sattels, der zum Gradacrücken hinüberführt, 
und nordwestlich davon treten auch Konglomerate zutage. Dieser Fels- 
zug repräsentiert die zweite Schichtwelle am unteren Südgehänge des 
Mittelmosor und zeigt, wie die vorher besprochenen, einen Gewölbe- 
bau. In der Gegend der eben genannten Kuppe und weiter im Nord- 
westen sieht man die Schichten auf der dem Gradac zugekehrten 
Seite gegen SW, auf ler dem Mosor zugewandten gegen NO einfallen 
und in der Mittellinie des Rückens stellenweise flach lagern. An 
vielen Punkten verhindert allerdings das wüste Karstrelief, zu dessen 
Entwicklung der Foraminiferenkalk des Mosor Anlaß gibt, die Fest- 
stellung der Lagerungsweise. (Siehe Taf. II, Prof. III.) 

Die Einsenkung zwischen dem Gradac und dem eben genannten 
Felszuge ist mit Mergelschiefern ausgefüllt und entspricht der dritten 
Mulde im System der Parallelfalten am Südabhange des Gebirges. 
Im Bereich des flachen Tälchens, welches den Nordostabschnitt der 
Mergelmulde bildet, fallen die Plattenmergel zumeist 30% gegen NO; 
ein nordöstlicher Muldenflügel ist dort wenig ausgesprochen. Gegen 
den Sattel zu verengt sich die Mergelzone und ist hier von Bänken 
von lichtbraunem, grobkörnigem Kalk durchsetzt. Auf der Nordwest- 
seite des Sattels zieht sich die Mergelzone gegen die Schlucht von 
Studenica hinab und keilt noch hoch über derselben aus. Kurz vorher 
bemerkt man einen Fels mit deutlich synklinaler Schichtstellung, der 
die Lage des Muldenkernes markiert. Die Konglomerate des Orlice 
fallen zur Linken der Schlucht, welche vom vorgenannten Sattel zur 
Studenicaschlucht hinabführt, 40—45° gegen NO ein. Die Kalke des 
benachbarten Faltenzuges biegen sich gleichfalls sehr steil gegen 
SW hinab und formieren zur Rechten der Schlucht eine Felswand. 

Am Wege, welcher sich oberhalb der Schlucht von Duplina 
gegen das untere Ende des Zagradjetales hinanzieht, beobachtet man 


[75] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 289 


zunächst mäßig steil gegen NO fallende lichtgelbe, plattige Horn- 
steinkalke, dann sehr kompakte Breccien vom Jadrotypus. Dann 
folgen Konglomerate mit Rollstücken von außerordentlich wechselnden 
Dimensionen. Neben Geschieben von Faust- bis Kopfgröße liegen 
Anhäufungen von nuß- bis erbsengroßen Steinchen. Die Farbe der 
Fragmente ist lichtgrau, lichtbraun oder weiß. Stellenweise sieht man 
Alveolinen und Nummuliten in diesem Konglomerat. Auch Gesteins- 
partien vom Typus der Clissakonglomerate, für welche die Einstreuung 
kleiner dunkler Kiesel charakteristisch ist, trifft man hier an. Die 
Lagerung ist unklar, vermutlich steiles Einfallen gegen N. Dann folgt 
ein plattiges bis bankiges, dunkelgraues oder schmutzigbraunes, sandiges 
Gestein, welches ein mittelsteiles Einfallen gegen NO bis NNO deut- 
lich erkennen iäßt. Beim weiteren Aufstieg über das Gehänge zu 
Füßen des Kuzmangrates passiert man viel Gebirgsschutt. Der Unter- 
grund wird wohl auch hier durch den soeben genannten dunklen 
Sandstein gebildet. Uber diesem liegt sehr gut geschichteter, plattiger 
Mergelkalk von blaßgelber bis lichtbräunlicher Farbe. Derselbe fällt 
40° NO. An diesen schließt sich ein Zug von mittelgrobem Konglo- 
merat, das eine deutliche Schichtung erkennen läßt und 45° gegen 
NO einfällt. Über letzterem lagern lichte schiefrige Mergel, die sanft 
gegen NO zu fallen scheinen. Schließlich folgen Breccien, die bald 
in den homogenen weißen Kreidekalk übergehen, welcher die Süd- 
abstürze des Kuzmangrates aufbaut. Weiter ostwärts ist das Gehänge 
unterhalb dieser Abstürze großenteils mit Schutt bedeckt, so daß man 
über die Beschaffenheit des Untergrundes nur spärliche Aufschlüsse 
gewinnen kann. (Siehe Taf. II, Prof. III.) 

Das Gehänge, welches sich südostwärts von der Schlucht von 
Dradevice unterhalb der rückwärtigen der beiden unteren Mosor- 
terrassen hinzieht, wird durch die südöstliche Fortsetzung jener Falte 
gebildet, welche den Höhenzug des Gradac aufbaut. Diese Falte er- 
fährt hier eine Absenkung in ihrer Streichungsrichtung, ein Umstand, 
der es mit sich bringt, daß ostwärts von der genannten Schlucht auch 
in der Faltenachse zumeist die Plattenkalke anzutreffen sind und die 
Mosorkonglomerate nur im Grunde der tiefen Gräben auftauchen, 
welche das Gehänge quer durchziehen. Der unterste Teil des Gehänges 
wird von Flysch eingenommen. Im Rinnsale des obersten Brisinetales 
trifft man seiger stehende Bänke von Flyschsandstein. In dem von 
hier nordostwärts sich hinanziehenden Abhange sind nur spärliche 
Aufschlüsse vorhanden,. da derselbe ganz mit Ackern und Gärten 
bedeckt erscheint. Aus der grünlichgrauen Färbung des Ackerbodens 
kann man aber schließen, daß hier Flyschmergel ansteht. 

Die Grenze des Flysches gegen die Plattenkalke wird ostwärts 
von der Schlucht von Dra&evice durch eine dicke Bank von mergeligem 
Kalk bezeichnet, welche eine lange Felsmauer formiert, zu deren 
Füßen sich das Dorf Sitno hinzieht. Die Hütten dieses Dorfes sind 
zum Teil an die reich von Schlinggewächsen umrankte, stellenweise 
überhängende Felswand angeklebt, was sehr malerische Detailbilder 
hervorbringt. Gleich ober dem am Westende des Dorfes gelegenen 
Pfarrhause, woselbst ich zu wiederholtenmalen eine sehr liebens- 
würdige, mir in angenehmster Erinnerung bleibende Aufnahme fand, 

Jahrbuch d. k.K. geol. Reichsanstalt, 1904. 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 38 


290 Dr. Fritz v. Kerner. [76] 


ist dieser Mergelkalk von sehr dünnen Lagen einer braunen, schwach 
bituminös riechenden Substanz durchsetzt, welche aus den Resten 
sehr stark mazerierter Blattfetzen zu bestehen scheint, doch war es 
mir nicht möglich, Bruchstücke mit auch nur andeutungsweise er- 
haltener Nervatur zu finden. Ein paar Steinkerne von Gastropoden 
von mitteleozänem Habitus, welche ich in Sitno zu sehen bekam, 
dürften auch aus diesem Mergelkalke stammen, da eine Provenienz 
derselben aus dem Flysch oder aus den Plattenkalken wenig Wahr- 
scheinlichkeit besitzt. Vom Pfarrhause von Sitno steigt man zur Linken 
der Schlucht von Dratevice zunächst ziemlich steil hinan, wobei man 
an einer kleinen Kapelle vorbeikommt, in deren Nähe nun eine schöne 
neue Kirche erbaut wird. Oberhalb der Kapelle beginnt dann das 
Gehänge sanfter anzusteigen. Man trifft hier plattigen Hornsteinkalk 
in steiler Stellung, dann grobe Konglomerate in flacher Lagerung, 
dann wieder plattigen Kalk mit Hornsteinen, wechselnd mit ungleich 
körnigem, Nummuliten führendem Kalksandstein. Das Einfallen dieser 
Schichten ist 10—30° NO. 

Beim Einstieg in die Schlucht von Dratevice passiert man nur 
eine schmale Zone von steil gegen N einfallendem plattigen Kalk. 
Dann folgen körnige weiße und bräunliche Kalke mit Nummuliten. 
Im Innern der Schlucht stehen sehr grobe Konglomerate an. Am 
Grunde sieht man große glatte Felsflächen, in welchen viele Rinnen 
und Becken ausgewaschen sind. Weiter aufwärts hat man wieder 
körnige Kalke. (Siehe Taf. II, Prof. IV.) 

Die Konglomerate, welche man ostwärts der Schlucht von Draöe- 
vice am sanften Abhang ober Sitno antrifft, keilen bald in der Richtung 
gegen SO aus und weiterhin ist auch in der Achsenregion der Falte 
nur Plattenkalk vorhanden. Man kann hier die Umhüllung des Kon- 
glomeratkernes mit einem Mantel von Hornstein führenden Platten- 
kalk sehr deutlich sehen. Auf der Rückenfläche der Gehängewölbung, 
welche zwischen der Schiucht von Dratevice und dem hinter den 
östlichsten Hütten von Sitno eindringenden Graben sich befindet, liegen 
die Plattenkalke ganz horizontal. Man passiert diesen Gehängerücken 
beim Aufstiege von Sitno zur Kirche Sv. Luka. In der Tiefe des 
soeben erwähnten Grabens östlich von Sitno kommen wieder die 
Mosorkonglomerate heraus. Sie bilden hier den Grund und die unteren 
Seitenwände des mittleren Grabenteiles. An den letzteren begrenzen 
sie sich nach oben hin bogenförmig, so daß die Horizontalprojektion 
ihres Aufbruches die Gestalt einer Linse hat. Ein in seinen Form- 
verhältnissen dem vorigen völlig ähnlicher, an Größe ihm jedoch nach- 
stehender Konglomerataufbruch befindet sich in dem kleinen Graben 
nordwärts von Visak, welcher von dem erstgenannten durch einen 
schmalen Abhangrücken geschieden wird. Auf diesem letzteren fallen 
die Plattenkalke zunächst sehr steil gegen SW und weiter oben 
sanft gegen NO ein. Am Gehänge oberhalb des Dorfes Visak, auf 
der Ostseite des zweiten Grabens, ist die antiklinale Stellung der 
Hornstein führenden Plattenkalke deutlich sichtbar. Auch hier ist der 
Südwestflügel der Falte sehr steil gestellt, der Nordostflügel dagegen 
ziemlich sanft geneigt. (Siehe Taf. II, Prof. V u. VL) 

Gleich weiter ostwärts wölbt sich die Falte wieder stärker auf. 


[77] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 291 


Die Kernschichten derselben, welche — wie soeben erörtert wurde — 
ostwärts von der Schlucht von Draievice nur in tiefen Einschnitten 
des Terrains zutage traten, formieren von Visak angefangen wieder 
einen am Gehänge stark vortretenden Felszug, welcher sich von hier 
dann ohne Unterbrechung bis zur Quelle Rastita erstreckt, welche 
schon in: dem Bereiche des Ostmosor gelegen ist. Dieser Zug formiert 
die hohe schroffe Felsmauer, welche sich zu Häupten des reben- 
umsponnenen Geländes von Srinjine hinzieht. Von den zwei Platten- 
kalkzügen, welche den Konglomeratkern als Faltenflügel beiderseits 
begleiten, bildet der nordöstliche die schmale sanft ansteigende Ter- 
rasse, welche sich oberhalb jener Felsmauer hinzieht. Die Hornstein 
führenden, dünngeschichteten Mergelkalke fallen hier 30—40° NO, 
Unterhalb des im folgenden zu erwähnenden Rudinasattels erfährt 
die Zone des mergeligen Plattenkalkes eine Verbreiterung und die 
vordem durch ihn gebildete Terrasse geht hier in ein gegen SO ab- 
dachendes Gehänge über. 

Der Mergelkalk im Südwestflügel der Falte bildet einen langen 
Felszug, welcher sich zu Füßen der erwähnten schroffen Konglomerat- 
wand hinzieht. Das Einfallen ist hier steil gegen ONO. Stellenweise sind 
die überkippten Bänke umgebrochen, so daß man da und dort auch 
horizontale und gegen SW geneigte Felsflächen wahrnimmt. In dieser 
Gesteinszone verläuft der Weg, welcher von der obersten Hüttengruppe 
von Srinjine (Sirotkovic) nach Raönik führt. (Siehe Taf. III, Prof. I.) 

Nordostwärts schließt sich an den eben besprochenen Faltenzug 
eine alsbald näher zu beschreibende Konglomeratzone. An der Grenze 
gegen diese letztere treten Flyschgesteine auf. Unterhalb Sv. Luka 
fallen dieselben anscheinend ziemlich flach unter die darüber an- 
stehenden Konglomerate ein. Es scheint sich hier jedoch nur um ein 
lokales Umgestürztsein steil gestellter Schichten zu handeln. Ostwärts 
von Sv. Luka sieht man stark zerrüttete Flyschsandsteine steil gegen 
NO unter steil gegen SW geneigte Kalkkonglomerate einfallen. Stellen- 
weise ist auch Flyschmergel das unmittelbar vom Konglomerat über- 
lagerte Gestein. Der Abhang unterhalb der Felsmassen des letzteren 
ist großenteils mit Schutt bedeckt und stellenweise auch mit Kalk- 
blöcken bestreut. Auch ein Gemenge aus kleinen Kalksteinchen und 
roter Erde ist hier in größeren Massen abgelagert. Weiter südost- 
wärts, längs der vorerwähnten schmalen Terrasse ober Srinjine, läßt 
sich dann wieder eine schmale Zone von Flyschsandsteinen nachweisen. 
Sie liegen hier den Plattenkalken konkordant auf und werden von 
Konglomeratmassen, deren Schichtungsweise nicht klar erkennbar ist, 
überlagert. Vermutlich fallen diese Konglomerate sehr steil gegen 
SW ein. Es ist nicht ausgeschlossen, daß sie an der Grenze gegen 
den Flysch eine Zurückbiegung gegen SO erfahren, so daß der letztere 
annähernd konkordant unter sie einfiele. Es kann sich aber auch um 
eine diskordante Überlagerung handeln. Im ersteren Falle läge eine 
gesetzmäßige Faltenverwerfung vor, im letzteren hätte man es mit 
einer steilen Uberschiebung, deren Flügel in der Lagerungsweise 
nicht übereinstimmen, zu tun. Das am Mosor sichtbare Dominieren 
steiler Faltung als Strukturprinzip würde für die erstere Annahme 
sprechen. Am südöstlichen Ende der schmalen Terrasse ober Srinjine 

38* 


292 Dr. Fritz v. Kerner. [78] 


entspringt nahe der Grenze zwischen dem Flysch und dem ihn unter- 
teufenden Plattenkalke die Quelle Rudina. Man sieht hier unter einem 
kleinen efeuumrankten Eichenbaume ein von Brombeerhecken um- 
wuchertes, roh ummauertes Quellbecken voll Algen und Wasserpflanzen. 
Von dem Becken zieht sich ein Rinnsal eine Strecke weit am Abhange 
hinab. Da die Umgebung ganz mit Rasen bedeckt ist, läßt sich die 
am Quellenorte selbst vorhandene Beschaffenheit des Untergrundes 
nicht genau ermitteln. 

Im Graben von Duplina, in welchem sich die Schlucht von 
Dradevice nach oben hin fortsetzt, endet der den Gradae im NO 
begleitende Felszug und es verschwindet hier auch jene kleine schmale 
Falte, deren Kern durch den genannten Felszug repräsentiert wird. 
Es treten alsdann jene beiden Zonen von mergeligem Plattenkalk, 
welche den besagten Zug von Foraminiferenkalk flankieren, zusammen, 
um sich weiterhin am Aufbaue des Nordflügels der südöstlichsten 
Fortsetzung der Gradacfalte gemeinsam zu beteiligen. Kurz vor dem 
östlichen Endpunkte des genannten Kalkzuges tauchen etwas weiter 
oben am Gehänge in der Grenzregion des Plattenkalkes gegen die 
erwähnten sandigen Gesteine, welche am Abhange unter Sv. Kuzman 
anstehen, Kalkkonglomerate auf. Dieselben sind der Beginn eines 
mächtigen Konglomerat- und Breccienzuges, welcher sich von hier bis 
an das südöstliche Ende des Mosor und noch darüber hinaus erstreckt. 
Sein nordwestliches Anfangsstück repräsentiert für jene Region, die 
es durchzieht, die erste an das Hauptgebirge angeschlossene südliche 
Vorfalte des Mosor. Seine weitere Fortsetzung wird durch neue auf 
seiner Nordostseite sich vollziehende Schichtaufwölbungen vom Haupt- 
gebirgskamm abgedrängt. Das Anfangsstück des Faltenzuges bildet den 
höher und weiter rückwärts gelegenen Teil der unteren Mosorterrasse: 
Der steile Südflügel der Falte formiert eine hohe schroffe Felsmauer, 
welche sich zu Häupten des Plattenkalkzuges oberhalb der Schlucht 
von Draßevice hinzieht. Der schwächer geneigte nördliche Falten- 
flügel baut ein oberhalb jener Wand sanft ansteigendes felsiges Ge- 
lände auf. Dann folgt eine völlig flache, zum Teil von Eluvialgebilden 
bedeckte Terrainzone. Auch hier trifft man in den konglomeratischen 
Gesteinspartien Einlagerungen von ungleichkörnigen Kalken mit 
Nummuliten und Alveolinen. Die Verteilung dieser Kalke ist so 
unregelmäßig, daß es kaum möglich scheint, eine kartographische 
Trennung derselben von den Konglomeraten durchzuführen. 

Die Lagerung der Schichten ist hier flach ; oberhalb der Knickung, 
welche die von Sv. Luka nach Sv. Klement führende Straße macht, 
trifft man völlig horizontal liegende Konglomeratbänke an. In der 
Gegend zwischen den eben genannten beiden Kirchen sind in die 
flachwellig gelagerte Schichtmasse viele größere und kieinere, mit 
Terra rossa erfüllte Mulden eingesenkt. 

Am Gehänge, welches von dem eben besprochenen flachen Fels- 
terrain zum Südfuße der Steilabstürze der mittleren Mosorterrasse 
aufsteigt, ist die geologische Beschaffenheit des Untergrundes nur 
teilweise erkennbar. Der westliche Teil dieses Gehänges ist fast ganz 
mit Feldern bedeckt. Es streichen hier wahrscheinlich jene Sandstein- 
schichten aus, welche unterhalb des Kuzmangrates anstehen. Weiter 


[79] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 293 


ostwärts treten neben vielem Schutte auch konglomeratische Gesteine 
und Foraminiferenkalke auf. Oberhalb der früher erwähnten Straßen- 
kniekung springt ein Felskopf vor, auf welchem ziemlich flach liegende 
Konglomeratschichten angetroffen werden. Der am Abhang ober 
Sv. Klement zu Füßen der Felswände zwischen Politine und Orisine 
vortretende Felskopf besteht aus Blöcken von Kreidekalk, zwischen 
denen Partien einer lockeren Breccie aus kleinen Trümmern des- 
selben Kalkes liegen. 

ÖOstwärts von Sv. Luka wölbt sich der Rand der Terrasse zu 
einem Höhenzuge auf. Das gleich ober Sv. Luka ansteigende Anfangs- 
stück desselben ist ein schroffer Felsgrat. Weiter nach oben hin flacht 
sich die Kammregion des Höhenzuges zu einem schmalen Rücken 
ab, welcher in der Kuppe Makirina (702 m) kulminiert. Das in der 
Fortsetzung der früher besprochenen Terrasse gelegene Terrain ge- 
staltet sich zufolge dieser hohen Randaufwölbung zu einem Talboden. 
Derselbe wird durch eine ihn parallel zu seiner Längserstreckung 
durchziehende, gegen NO abfallende Böschung in einen höheren süd- 
westlichen und einen tieferen nordöstlichen Teil zerlegt. Der letztere 
gestaltet sich zu einer kleinen eluvialen Ebene, der erstere ist ein 
flachgewelltes Felsterrain, welches in ungefähr demselben Niveau wie 
die Terrasse liegt. (Siehe Taf II, Prof. VI.) 

Der Makirinarücken ist eine jener Ortlichkeiten, wo man die 
für das Mosorgebiet charakteristische Faltenform besonders schön 
entwickelt sieht. Auf der Rückenfläche selbst liegen die Konglomerat- 
bänke flach und man kann deutlich sehen, wie sie sich zu beiden 
Seiten derselben rasch hinabbiegen. Auch am Sattel östlich von der 
Makirinakuppe ist die Domstruktur des Faltenzuges gut erkennbar. 
Etwas weiter südostwärts vertauscht die Kammlinie auf eine ganz 
kurze Strecke den dinarischen Verlauf mit einem rein west-östlichen. 
An dem’Winkel, an welchem dann neuerdings das NW —SO-Streichen 
einsetzt, befindet sich die breite Einsattlung von Rudina (949 ı).: 
Dieselbe bezeichnet die Grenze zwischen dem zum Mittelmosor und 
dem zum Ostmosor gehörigen Teile des Makirnakammes. Auf diesem 
Sattel trifft man horizontal gelagerte Konglomerate an, welche zur 
Entwicklung ausgedehnter Felsflächen Anlaß geben. 

Streckenweise verlieren die Gesteine, welche am Aufbaue der 
Makirina Anteil nehmen, mehr oder weniger ihren klastischen Charakter 
und nehmen fast oder ganz das Aussehen homogener Kreidekalke an. 
Hand in Hand mit dieser Umgestaltung des Gefüges geht eine Um- 
wandlung des Reliefs. An Stelle der oft umfangreichen, flachen Fels- 
plaques der konglomeratischen Gesteinspartien treten stark zernagte 
und zerfressene Grate. Diese Wechselbeziehung zwischen Gefüge und 
Relief ist allerdings keine durchgreifende Erscheinung. Man trifft 
auch Felsen an, die flach gerundete Formen zeigen und sich gleich- 
wohl als homogener Kalk erweisen. Die weißen Kreidekalke treten 
zum Teil am Nordabhange und insbesondere in der flachen Terrain- 
stufe vor dem Nordfuße des Makirinarückens auf. Sie sind hier steil 
gegen das nahe Blato zu geneigt und es hat den Anschein, daß die 
südwestwärts benachbarten konglomeratischen Gesteinsbänke unter 
diese Kreidekalke einfallen. Ein ganz analoges Lagerungsverhältnis 


294 Dr. Fritz v. Kerner. [80] 


kann man streckenweise an der Nordostseite des zum Ostmosor ge- 
hörigen Teiles des Makirinakammes feststellen. Bei Gelegenheit der 
Beschreibung dieses letzteren Gebietes soll auch auf die tektonische 
Deutung dieser für das Mosorgebiet abnormen Lagebeziehung zwischen 
Rudistenkalk und Kalkkonglomerat näher eingegangen werden. 

Das Blato ist eine kleine eluviale Talebene, welche bei Sv. Klement, 
unterhalb Orisine beginnt, sich gegen SO hin allmälig verbreitert und 
alsdann in zwei Aste spaltet, von denen der linkseitige als Talboden 
von Dubrava den Südfuß des östlichen Mosorkammes eine Strecke 
weit begleitet, der rechtseitige hingegen sich in das Tal des Smovo 
potok fortsetzt, welches entlang dem Nordfuße des Makirinakammes 
bis zum östlichen Gebirgsende verläuft. Das Blato ist ganz mit Ackern 
und Weingärten bedeckt und der Untergrund darum nicht sichtbar. 
Vermutlich besteht derselbe aus undurchlässigen Mergelschichten, da 
in ihm ein kleines Rinnsal zur Entwieklung kommt, welches den 
Beginn des Smovo potok darstellt. In den eluvialen Mulden mit rein 
kalkiger Unterlage pflegen Rinnsale zu fehlen, da die Terra rossa 
zu wenig undurchlässig ist, um horizontale Sickerwasserbewegungen 
in nennenswertem Ausmaße zu ermöglichen. 

Am Beginne des Blato bei Sv. Klement sind Mergel aufge- 
schlossen, mit deren Vorkommen das Erscheinen einer kleinen Quelle 
im Zusammenhange steht. Im Anfangsteile des Smovotales, des linken 
Astes der Blatoebene, sind auch Eluvien von Flyschmergel sichtbar. 
So darf man wohl annehmen, daß auch das zwischen diesen beiden 
Ortlichkeiten gelegene Terrain einen mergeligen Untergrund besitzt. 

Das Gehänge, welches sich vom Nordostrande des Blato zum 
Fuße der Steilwand bei Orisine hinanzieht, erscheint in morpho- 
logischer Beziehung als südöstliche Fortsetzung der Abhänge, welche 
von der Terrasse ober Sv. Luka zu den Felsabstürzen bei Poli&ine 
emporsteigen. In geologischer Hinsicht entspricht es aber einer von 
tertiären Kalken umgebenen Aufbruchszone von Rudistenkalk, welche 
sich zwischen den Konglomeratzug der unteren Mosorterrasse und 
die Kalkabhänge der mittleren Terrasse einschiebt. 

In der unteren Zone des Abhanges auf der Nordseite des Blato 
trifft man sehr zackige Felszüge von steil gegen die Blatoebene zu 
einfallendem, eozänem Foraminiferenkalk. Auch der dem felsigen 
Rande der Ebene vorgelagerte isol.erte Riff besteht aus solchem Kalke. 
Diesen Rand begleitet streckenweise eine schmale Zone von plattig 
schiefrigem, gelblichgrauem Kalk, Im südöstlichen Teile der untersten 
Gehängezone ist die steile Aufrichtung des Foraminiferenkalkes deutlich 
zu erkennen. In der mittleren Gehängezone hat man grobkörnigen 
weißen Radiolitenkalk. Hier sind die Lagerungsverhältnisse schwer 
festzustellen. Höher oben am Gehänge trifft man östlich von den 
Hütten von OriSine Alveolinenkalk, etwas Kalkkonglomerat, graugelben 
schiefrigen Mergel und braunen Flyschsandstein. Der Alveolinenkalk 
bildet Felszüge, die anscheinend sanft bis mittelsteil gegen den Berg 
zu einfallen. Er ist. hier ziemlich fossilreich. 

Die anderen soeben genannten Gesteine sind nur in isolierten 
Felsen oder nur in großen Brocken und kleinen Trümmern sichtbar. 
Letzteres gilt besonders vom Flyschsandstein. Der Alveolinenkalk 


[81] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 295 


formiert dann eine kleine quer zum Streichen verlaufende Felsstufe. 
Man hat es hier mit einer lokalen Querverschiebung. zu tun. : Öst- 
wärts von dieser Stufe folgt Flysch und dann ein Acker auf Flysch- 
eluvium. Unmittelbar vor diesem sieht man dünnbankigen bis plattigen 
Foraminiferenkalk mittelsteil gegen ONO einfallen. Weiter aufwärts 
am Gehänge folgen noch Felsen von Alveolinenkalk und konglomera- 
tische Gesteinspartien und alsdann — die Steilabstürze oberhalb des 
Gehänges bildend — Kreidekalk. Dieser scheint auch hier gleichwie 
ober Orisine steil gegen SW einzufallen. Ohne Zweifel handelt es sich 
bei der im vorigen beschriebenen Terrainzone um eine stark ver- 
quetschte Einklemmung eozäner Schichten. (Siehe Taf. III, Prof. 1.) 

Gegen NW hin keilt der Zug von Radiolitenkalk, welcher die 
Mittelzone des Gehänges auf der Nordostseite des Blato einnimmt, 
unterhalb der östlichsten Hütten von OriSine aus. Beim Aufstiege von 
Sv. Klement nach Orisine befindet man sich schon ganz im eozänen 
Mantel des kretazischen Faltenkernes. Man trifft hier einen körnigen 
bräunlichen Kalk mit vereinzelten Nummuliten und Alveolinen. Der- 
selbe fällt in der nordwestlichen Verlängerung des Kreidekalkzuges 
mäßig steil gegen SW ein. Die Stelle, wo dieser letztere gegen SO 
hin auskeilt, läßt sich nicht ermitteln, da das südöstliche Endstück 
des Gehänges links vom Blato ganz mit Kulturen bedeckt erscheint. 
Westlich von den Hütten von Radicic, woselbst der Kreidekalk unter 
diesen Kulturen verschwindet, schließt sich an seinen Nordrand zunächst 
eine Zone von Weingärten. Dann folgt, einen Steilrand bildend, dünn- 
geschichteter, bräunlicher Kalk mit spärlicher Foraminiferenfauna und 
darüber ein Felshang von Alveolinenkalk. 

Das südöstliche Endstück des im vorigen beschriebenen Gehänges 
oberhalb des Blato dacht gegen die linkseitige Fortsetzung dieser 
Ebene, den Dubravaner Talboden ab. Dementsprechend senkt sich 
auch der Zug von Eozängesteinen, welcher die oberste Zone jenes 
Gehänges bildet, in der Richtung gegen SO hinab, um nach dem 
Abflachen des Geländes den Nordostrand des Talbodens von Dubrava 
zu bilden. Vor den westlichsten Hütten dieses Dorfes trifft man am 
Fuße des Gehänges zunächst einen schiefrigen gelben Kalk, dann 
40° NO fallenden bankigen Kalk mit Milioliten, darüber mangelhaft 
geschichteten bräunlichen Kalk, welcher zunächst Alveolinen, dann 
Nummuliten und weiter aufwärts wieder Alveolinen führt. In dem 
vorhandenen Schutte befinden sich auch Trümmer von Kreidekalk, 
welche von den oberen Partien des steilen Felsgehänges- stammen. 


XI. Die südwestliche Vorkette des mittleren Mosor. 


Der Bergkamm der Sridivica, welcher dem Südwestfuße des 
mittleren Mosor vorliegt, besteht aus einer Kernzone von Rudisten- 
kalk und Breccien dieses Kalkes, um die sich obereozäne Mergel- 
schiefer und Flyschgesteine herumlagern. Im äußeren Zernovnicatale 
kommt diese Bauart sehr deutlich durch eine Gliederung der nord- 
östlichen Talseite zum Ausdruck. Der untere Teil derselben ist eine 
mit Weingärten bedeckte terrassierte Berglehne, der obere ein mit 
spärlichem Gestrüpp bestandener Felshang. Zwischen beiden verläuft 


2965 Dr. Fritz v. Kerner. [82] 


eine gleichfalls schon im Landschaftsbilde erkennbare Grenzzone, 
welche den Verlauf der Plattenmergel bezeichnet. Die untere Berg- 
lehne, welche durch den Flysch gebildet wird, der die Mulde zwischen 
den Kreidekalkfalten der Poljica und Sridivica ausfüllt, erfährt tal- 
einwärts eine allmälige Verschmälerung, so daß etwa 2 Im südostwärts 
vom Talende die Felsgehänge des Rudistenkaikes der Sridiviea bis 
weit gegen die Tahlsohle hinabreichen. Am Nordufer der Zernovnica 
sieht man in jener Gegend stark gefaltete und verquetschte Flyschbänke 
anstehen, am Südufer sind 50—70° gegen NO fallende hornsteinreiche 
Mergelschiefer aufgeschlossen. (Siehe Taf. I, Prof. III u. IV.) 

Dieselben bilden eine Strecke weit einen den Bach begleitenden 
Felswall. Weiter talauswärts sind beide Uferseiten mit vielem Schutt 
bedeckt, auch größere Blöcke liegen umher. Dann kommen dicht am 
Bache Mergelschiefer zutage, die auf der rechten Uferseite völlig 
horizontal liegen, zur Linken sich schon am Ufer etwas aufbiegen 
und oberhalb der dem Fuße des südwestlichen Talgehänges folgenden 
Straße mäßig steil gegen NO einfallen. Etwas später sieht man dann 
die Mergel auch zur Rechten des Bachrinnsales sanft gegen NO fallen. 
Zur Linken ziehen die Plattenmergel längs der Straße weiter, sind 
aber streckenweise durch den Schutt verdeckt. 

Näher gegen die Talmündung zu sieht man dann an der recht- 
seitigen Uferböschung und bald darnach auch auf der linken Bachseite 
Flyschmergel im Wechsel mit Sandsteinbänkchen aufgeschlossen, Sie 
fallen rechts sehr steil gegen W, links sehr steil gegen ONO. Sonst 
trifft man hier zu beiden Seiten des Baches sehr viel Schutt und im 
Rinnsale auch große Kalkblöcke. 

Im Bereiche der mit Weingärten bepflanzten rechtseitigen unteren 
Abhänge des äußeren Zernovnicatales sind nur an wenigen Stellen Auf- 
schlüsse vorhanden. Am besten läßt sich die spezielle Schichtfolge gleich 
rechts vom Taleingange beobachten. Man passiert dort beim Anstiege 
zu den Hütten von Barbaric als Einlagerungen in den Mergeln mehrere 
Bänke von bläulichen körnigen und gelblichen plattigen Kalken und 
grauen Nummulitenbreccienkalken. Das Einfallen dieser Bänke ist 
steil, teils gegen NNO, teils gegen W. (Siehe Taf. II, Prof. I.) 

Das Liegende der Flyschmergel bilden am Nordostgehänge des 
Zernovnicatales Hornstein führende Plattenmergel von grauer bis gelb- 
licher Farbe. Die Hornsteinputzen erreichen stellenweise eine ansehn- 
liche Größe. Sie treten vorwiegend an den Schichtflächen auf und 
bilden darum, wenn sie sehr zahlreich sind und teilweise konfluieren, 
förmliche Zwischenlagen zwischen den Mergelbänken. In Verbindung 
mit diesen Mergeln erscheinen sehr ungleichmäßig gekörnte graue 
Kalke mit einer spärlichen Nummulitenfauna und konglomeratische 
Schichten. Im nordwestlichen Teile der rechtseitigen Talwand fallen 
die Mergelkalke steil gegen WSW ein; streckenweise stehen sie ganz 
seiger. Sie sind hier von einem schmalen Breccienzuge durchsetzt. 
Weiter südostwärts fallen sie 60—40° WSW ein. Dann sieht man 
eine Zone von Breccien und Konglomeraten schief über das Gehänge 
herabziehen. In dieser Zone ist zunächst noch steiles südwestliches 
Einfallen konstatierbar. Dann folgt eine tektonisch unklare Region 
und weiter unten glaubt man flache Lagerung bis sanftes nordöst- 


[83] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 297 


liches Schichtfallen wahrzunehmen. Tiefer unten biegen sich die 
Breceienbänke wieder hinab und es folgen dann zernagte, bankige 
Kalkmergel mit großen Massen von Hornstein. Dieselben scheinen 
steil gegen WSW bis W zu fallen. Man hat es hier mit einer sekun- 
dären Welle im Südwestflügel der Sridivicafalte zu tun. 

Der Kalkzug der Sridivica, welcher die mergelige Ausfüllung 
des Zernovnicatales im NÖ flankiert, entspricht einer Falte mit schön 
entwickelter Domstruktur. Die Felsgehänge, welche über den mäßig 
steil gegen das Tal geneigten Mergelschiefern aufsteigen, bestehen 
aus Bänken von Rudistenkalk, die steil, 55—65° gegen WSW einfallen. 
Weiter gegen oben nimmt die Schichtneigung stetig ab und in der 
Kammregion des Rückens tritt völlig flache Lagerung ein. Jenseits 
der Kammlinie biegen sich die Kalkbänke dann wieder mehr und 
mehr hinab und an der Grenze gegen die Plattenmergel, welche der 
Nordostseite des Rückens angelagert sind, ist steiles NO-Fallen der 
Kalkbänke konstatierbar. Besonders schön ist dieser Gewölbebau in 
der Region der Hauptkuppe des Bergrückens (434 m) zu beobachten. 
Dort trifft man auch noch an den oberen Südabhängen horizontal 
liegende Kalkbänke und zwischen ihnen und den steil gegen WSW 
einfallenden Schichten der tieferen Abhänge ist dort eine Zone ein- 
geschaltet, in welcher das wüste Karstrelief die Lagerungsverhältnisse 
unkenntlich macht. 

Der Rudistenkalkzug der Sridivica tritt südwestlich von Visac 
aus den ihn umhüllenden mergeligen Gesteinen hervor und taucht 
östlich vom Dorfe Zernovnica wieder unter Plattenmergeln hinab. 
Gleich dem Kamme der Poljica wird auch die innere Vorkette des 
Mosor nahe vor ihrem nordwestlichen Ende vom Stobrec potok durch- 
brochen. Dieser innere Durchbruch ist ungefähr dreimal so lang als 
der äußere und dementsprechend auch die isolierte Felsmasse, welche 
nordwärts vom inneren Durchbruche zu liegen kommt, viel umfang- 
reicher als der Felshügel zur Rechten der äußeren Durchbruchsstelle. 
Das Einfallen der Schichten ist in jener isolierten Masse ziemlich 
steil gegen N. Längs der Südwand des Durchbruches ist Antiklinal- 
stellung, Übergang des Einfallens nach W in solches nach NO schön 
aufgeschlossen. Das Gestein, aus welchem sich das nordwestliche End- 
stück des Sridivicakammes aufbaut, ist eine sehr feste Breccie aus 
weißen, lichtgrauen und bläulichgrauen Kalkfragmenten. Diese Breccie 
stimmt in ihrem Habitus ganz mit jener überein, welche zu beiden 
Seiten des äußeren Stobrecdurchbruches und in der Umgebung des 
Ursprunges des Jadroflusses (hinter Salona) ansteht. 

Talauswärts von der westlichen Pforte des engen Durchbruches 
des Stobree durch die Sridivicafalte strömt dieser Fluß zirka !/, km 
weit zwischen steilen Uferwänden von Kalktuff dahin. Diese von 
vielen Höhlungen durchsetzten, teilweise mit Strauchwerk bewachsenen 
lichtgelblichbraunen Uferwände mit dem zwischen ihnen in der Tiefe 
über Klippen rauschenden Gebirgsflusse bilden einen malerischen 
Vordergrund für die bei Zernovnica sich dem Anblicke darbietende 
Gebirgslandschaft. 

Am ersten Vorkopfe des Sridivicakammes trifft man viel loses 
Trümmerwerk von Nummuliten und Alveolinen führenden Kalken und 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 89 


298 Dr. Fritz v. Kerner. [84] 


Brocken von Kalkkonglomeraten. Dem Kamme gegen SO weiter 
folgend, kommt man dann allmälig in den Bereich des Rudistenkalkes. 
Die unterhalb der nordöstlichen Felsabhänge der Sridivica sich 
hinziehende Berglehne, welche gegen das Tal des Brisine potok ab- 
dacht, zerfällt in ihrem nordwestlichen Teile in zwei lithologisch und 
tektonisch differente Zonen. Die obere Zone besteht aus Hornstein 
führenden Mergelschiefern, die im äußersten Teile des Bri$inetales 
eine synklinale Lagerung erkennen lassen. Die untere Zone besteht 
aus dem dem Mosorgebiete eigentümlichen mitteleozänen Foramini- 
ferenkalke und zeigt antiklinale Schichtstellung. Aus diesem Fora- 
miniferenkalke besteht auch noch die Basis des nordöstlichen Gehänges 
des BriSinetales, so daß das Bachbett ganz in ihn eingeschnitten ist. 
In der Mündungsregion des BriSinetales stehen jedoch noch zu beiden 
Seiten des Baches Plattenmergel an und der Foraminiferenkalk kommt 
erst etwas taleinwärts unter den Mergeln hervor. Eine kurze Strecke 
unterhalb der Schlucht, welche bei Unter-Sitno rechts in das Brisinetal 
mündet, taucht der Foraminiferenkalk wieder unter die Plattenmergel 
hinab und gegenüber von Sitno sind die unteren Nordostabhänge der 
Sridivica bis zu ihrem Fuße hinab aus Mergeln bestehend. Dieser Auf- 
bruch von Foraminiferenkalk ist der vierte kleine Faltenzug in der 
Vorfaltenzone des mittleren Mosor. (Siehe Taf. II, Prof. H u. III.) 

Auf der Strecke vom oberen Ende des inneren Stobrecdurch- 
bruches bis zum Eingange in das Brisinetal trifft man zunächst unter 
den obersten Konglomerat- und Breccienbänken im Nordostflügel der 
Sridivicafalte wohlgeschichtete, 25—30° gegen NO einfallende blau- 
sraue und gelbe Mergelschiefer, dann jenseits einer Zone mit lokalem 
Lagerungswechsel verschieden steil gegen W bis WNW geneigte 
Mergelschichten. Dann folgt taleinwärts brauner körniger Nummuliten- 
kalk, sanft gegen W einfallend, und dann sehr grobes Konglomerat 
von ebensolcher Fallrichtung. Etwas später ist SW-Fallen auf der 
linken und NO-Fallen auf der rechten Talseite konstatierbar, so daß 
der Brisine potok hier der Achse des Antiklinalaufbruches folgt. 
Weiter einwärts zeigt das Nordostgehänge den für endokline Lagerung 
charakteristischen Treppenbau und stehen auch südwestwärts von der 
Talschlucht 40° gegen ONO geneigte Schichten an, so daß das Bach- 
bett hier einem Isoklinaleinschnitte (im nordöstlichen Flügel der 
BriSinefalte) entspricht. Unterhalb des Sattels zwischen der ersten 
und zweiten Kuppe des Sridivicakammes ist am Südgehänge des 
BriSinetales in der Region der Muldenachse (zwischen dem Sattel der 
Sridivica und dem Antiklinalaufbruche des BriSinetales) ein Querbruch 
mit Absenkung des westlich von ihm gelegenen Terrains zu kon- 
statieren. 

Gegenüber von Unter-Sitno besteht das Gehänge — wie schon 
erwähnt — vom Bachbette bis zu den untersten Kreidekalkfelsen der 
Sridivica hinauf aus Mergelschiefern. Nur vor der Mündung des Bach- 
rinnsales, welches sich unterhalb Sitno mit dem BriSine potok ver- 
einigt, trifft man nochmals Kalkkonglomerate an. Die Mergelschiefer- 
masse fällt 40— 60° steil gegen ONO und entspricht hier drei eng 
aneinandergepreßten Faltenflügeln, den Flanken der fünften Mulde 
und des vierten Sattels in der Vorfaltenzone des mittleren Mosor. 


[85] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 299 


In dem keilförmigen südöstlichen Endstücke des Kreidekalk- 
zuges der Sridivica konstatiert man ein Schichtfallen gegen NNO, OÖ 
und SO. Um diesen Keil legt sich ein Mantel von eozänen, Alveolinen 
und Nummuliten führenden Kalken, Breccien und Konglomeratgesteinen. 

Im Bereiche des kleinen Grabens, welcher sich von der Biegung 
des Zernovnicatales westlich von Srinjine am rechten Talgehänge hinan- 
zieht, kann man in diesen Deckschichten des Kernes der Sridivicafalte 
die hemiperiklinale Lagerung sehr schön feststellen. Auf der Ost- 
seite des Grabens sieht man drei stufenförmig übereinander folgende, 
gegen den Graben konkave Bogen beschreibende Felszüge. Dieselben 
entsprechen den Schichtköpfen dreier mächtiger Konglomeratbänke, 
deren Fallrichtung sukzessive aus NO über O in S übergeht. Auf 
der Westseite des Grabens zieht sich ein breites Band von Platten- 
mergeln hinan, das von einer kleinen Partie von Konglomeraten durch- 
setzt wird. Diese Plattenmergel nehmen innerhalb des eozänen Mantels 
der Sridivicafalte ein tieferes Niveau ein als die früher genannten 
drei Konglomeratbänke. Die oberste dieser Bänke entspricht ihrem 
Niveau nach schon den hangendsten Partien des Plattenkalkkomplexes, 
da sie unmittelbar vom Flysch überlagert wird. Die teilweise Ver- 
tretung des eben genannten Schichtkomplexes durch Konglomerate, 
wie man sie auf dem Südostende der Sridivica wahrnimmt, bildet 
einen Ubergang zu der Faziesentwicklung, welche auf der Nordost- 
seite des Poljieagebirges angetroffen wird. Dort fehlen die mergeligen 
Plattenkalke völlig und besteht die ganze Schichtmasse zwischen dem 
Rudistenkalke und dem Flysch aus Breccien und Konglomeraten. 

Mit den steil gestellten Mergelkalken, welche auf der Südwestseite 
der Sridivicafalte bei Sv. Nikola anstehen, sind die früher erwähnten, 
von Konglomeratbänken überlagerten Plattenmergel am Südostende 
der Falte nicht in Verbindung. 

Die mergelige Umhüllung des südöstlichen Endes des Falten- 
kernes ist hier im Bereiche der Sohle des Zernovnicatales denudiert. 

Unterhalb des Dorfes Sitno tritt auf der linken Seite des Brisine- 
tales Flyschsandstein auf. Derselbe bildet das nordwestliche Ende 
eines mächtigen Sandsteinkomplexes, welcher, gegen SO hin sich ver- 
breiternd, zunächst den flachen Rücken aufbaut, welcher den Berg- 
zug der Sridivica mit den unteren Abhängen des Makirinakammes 
verbindet und weiterhin — nach dem Abflachen des ersteren Berg- 
zuges — den ganzen Raum zwischen dem Makirinakamme und dem 
Poljicagebirge ausfüllt. Der nordwestliche Teil dieser Sandsteinmasse 
entspricht einer steilen Synklinale. Im Rinnsale des obersten Brisine 
potok, welches sich zwischen die Sandsteine und die Mergel am Abhang 
unter Sitno einschiebt, trifft man seiger stehende Bänke von Flysch- 
sandstein. Auf der linken Seite des Baches nehmen die Schichten 
allmälig eine nordöstliche Fallrichtung an. Zunächst sehr steil gegen 
NO einfallend, vermindern sie dann ihre Neigung. Am Anfangsstücke 
des Weges, welcher vom kleinen Talboden unter Sitno nach Visac 
hinaufführt, sind mäßig steil gegen NO geneigte Kalksandsteine auf- 
geschlossen. Westwärts von diesem Wege folgt alsbald der Mergel- 
kalk, welcher die Flyschschichten unterlagert. Dieser Kalk zeigt 
hier die gleiche Lagerungsweise wie der Flysch; am nordwestlichen 

39* 


300 Dr. Fritz v. Kerner, [86] 


Ende der Sandsteinmasse fällt er aber in ostsüdöstlicher Richtung 
unter diese ein. Da, wo der vorerwähnte Weg über den Rücken 
hinläuft, welcher die Gelände von Sitno und Srinjine scheidet, sind 
die Kalksandsteine mittelsteil gegen SW geneigt. Man befindet sich 
hier im Nordostflügel der Sandsteinsynklinale. Die Hütten von Visac 
liegen schon in der südöstlichen Fortsetzung der Zone von Flysch- 
mergeln unter Sitno. Bei der obersten Hüttengruppe von Srinjine sind 
gleichfalls Flyschmergel dominierend. Am Wege von Visac nach Srinjine 
trifft man viele schmale Felszüge, welche den Schichtköpfen steil 
gestellter härterer, kalkigsandiger Einlagerungen in der Flyschmasse 
entsprechen. In der Gegend der kleinen oberen Kirche von Srinjine 
fallen die Flyschbänke 40—50° ONO. (Siehe Taf. II, Prof. V u. VI.) 

Oberhalb des früher erwähnten Grabens am Östende des Sridivica- 
rückens lehnt sich der Südwestrand der Flyschzone an den äußeren 
der drei Konglomeratzüge, welche dortselbst an der Ostseite des 
Grabens sichtbar sind. Die Grenze zwischen Konglomerat und Flysch 
ist hier besonders neben der kleinen Steinhütte vor den westlichsten 
Gehöften von Srinjine schön aufgeschlossen. Weiter ostwärts trifft 
man diese Grenze gleich oberhalb der Steinbrücke an, über welche 
der Weg von der Zernovnicer Straße zur unteren Kirche von Srinjine 
führt. Am rechten Ufer des Veliki potok sieht man hier mäßig steil, 
lokal auch ziemlich steil, gegen NO einfallende Konglomerate. Das 
flache, mit Weingärten bedeckte Terrain oberhalb der steilen Ufer- 
böschung fällt schon in den Bereich des Flysches. An das Rinnsal des 
Veliki potok tritt die eben genannte Schichtgrenze aber erst in der 
Gegend von Cer£ig heran. Bis dahin sieht man auch noch in den Wein- 
särten am rechten Ufer des genannten Potok Konglomeratriffe aufragen. 

Das sanft ansteigende Gehänge südostwärts von Srinjine ist ganz 
mit Weingärten bedeckt, so daß man hier über die Lagerungsweise 
der Flyschschichten keine Aufschlüsse erhält. Im Bereiche der Hügel- 
masse des Kravar, welcher eine inmitten der Rebengelände von Srinjine 
aufragende unbebaute Insel bildet, tritt dann wieder Flyschsandstein 
anstehend zutage. Der steil ansteigende, künstlich terrassierte Abhang 
oberhalb des Kravar ist ganz mit Schuttmassen bedeckt. Es läßt sich 
deshalb nicht ermitteln, ob die Sandsteinmasse auch noch hier nord- 
ostwärts von einer Mergelzone begleitet wird. 

Der Kravar besteht aus zumeist 35—45° ONO bis NO fallenden 
Flyschsandsteinen. Auch der Felsriff an seiner Nordostseite, welchen 
man ob seiner weißen Farbe aus der Ferne für Kalkstein halten könnte, 
verdankt diese Farbe nur einem Überzuge von Krustenflechten. Auf 
der Nordseite des Kravar ist östliches Schichtfallen festzustellen. 
Unterhalb des Hügels sieht man in den Weingärten mehr grünlich- 
graue, lehmige Erde, was darauf hinweist, daß sich hier Flyschmergel 
den Kalksandsteinen einschalten. 

Im Bereiche des großen, im vorigen besprochenen Flyschkomplexes 
treten mehrere Quellen auf. Die bedeutendsten derselben entspringen 
unterhalb des Dorfes Srinjine. Einige hundert Schritte nordwestlich 
von dem Pfarrhause kommt aus einer Ummauerung ein kleiner klarer 
Quellbach hervor. Das sehr sanft gegen S geneigte umgebende Terrain 
besteht aus mäßig steil gegen ONO einfallenden Flyschschichten. 


[87] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 301 


Gleich neben dem Pfarrhause, an welches sich für den Schreiber 
dieser Zeilen die Erinnerung an eine dort genossene äußerst liebens- 
würdige Gastfreundschaft knüpft, bricht eine gleichfalls schöne und 
- reiche Quelle unter ganz analogen Verhältnissen wie die vorige auf. 
Etwas weiter südostwärts befindet sich nahe dem Nordwestfuße des 
Kravar die Quelle Brisnik. Eine andere Quelle entspringt vor dem 
Südwestfuße dieses Hügels am rechten Ufer des Veliki potok. 


XII. Die Nordostabhänge und der Kamm des östlichen 
Mosor. 


Der östliche Mosor stellt sich als ein mächtiger Gebirgskamm 
dar, der im Gegensatz zum Mittelmosor ohne breite Vorbaue aufsteigt. 
Gegen Süden dacht er mit steilen Hängen ab, die keinerlei Andeutung 
von Stufenbildung erkennen lassen; sein Nordabhang weist mehrere, 
jedoch nur schmale und nicht weit in die Länge sich erstreckende 
Terrassen auf. Als Grenze gegen den Mittelmosor ist auf der Nordseite 
des Gebirges eine Linie anzunehmen, die den Luti kamen mit dem 
oberen Ende des Talbodens unter Vrutka staje verbindet. Der Weg 
vom Dolac zum eben genannten Sattel kommt so mit Ausnahme seines 
obersten steilen Stückes noch in den Bereich des Ostmosor zu liegen. 

Der Nordostfuß des östlichen Mosor fällt mit dem Südrande 
des Dolac polje zusammen. Hier treten im Liegenden der Mergel- 
schichten, welche — von Eluvien überdeckt — den Poljenboden 
bilden, alveolinenreiche Kalke und Breccien auf. 

Erstere sind auf eine schmale, mehrmals unterbrochene Randzone 
beschränkt; das von den letzteren eingenommene Gebiet gewinnt 
dagegen gegen SO hin sehr an Breite, so daß sie am östlichen Ende 
des Mosorkammes an dessen Nordabhängen weit hinaufreichen. 

Vom Südrande des westlichen Dolae polje wird die Strecke von 
Simunidc bis etwas westwärts von DeS$iSevic von tertiären Kalken ge- 
bildet. Zwischen MandiC und Simunid reicht weißer Kreidekalk bis 
dicht an die Eluvien des Polje. Gleich westwärts von den Hütten 
von Simunic trifft man am Poljenrande eine Breceie, an deren Zu- 
sammensetzung weißer körniger Rudistenkalk, ein dichter bis blaß- 
gelblicher Kalk, welcher gleichfalls Rudistenreste enthält, und ein licht- 
bräunlicher Kalk mit spärlichen Milioliden Anteil nehmen. Von letzterem 
sind auch kleine Blöcke vorhanden. Weiterhin ist der körnige weiße 
Kreidekalk als Bestandteil der Breceie dominierend. Vor Desisevic, 
bei einem efeuumrankten verfallenen Gemäuer trifft man dieht mit 
kleinen Alveolinen erfüllten Kalk anstehend und in losen Trümmern, 
gleich weiter oben aber schon weißen Kreidekalk. In dem dann folgen- 
den Steinbruche steht eine Breccie an, welche aus Stücken von weißem, 
körnigen und dichtem Kreidekalk, Alveolinen- und Miliolidenkalk, 
sowie aus Trümmern von rötlichen und bräunlichen Kalken ohne 
Fossilien zusammengesetzt ist Die Kittmasse ist grünlicher Flysch- 
mergel. 

Oberhalb Desisevic, vor dem unteren Ende des Talbodens von 
Vrutka staje, stehen grobkörnige, rudistenreiche Kalke an, die 25—30° 
steil gegen NO einfallen. Lokal trifft man hier auch Breccienkalke. 


302 Dr. Fritz v. Kerner. [88] 


Am Abhang südwärts von dem eben genannten Talboden passiert 
man eine Zone von weißem bis lichtgelblichem, dichtem, gut geschichtetem 
Kalk, welcher sehr steil, 55—70° gegen NO einfällt. Das Schichtfallen 
ist hier bedeutend steiler als die Gehängeneigung. ÖOstwärts vom 
Wege zum Luti kamen zieht sich ein sehr einförmiges, mit Gestrüpp 
bewachsenes Gehänge empor. Oberhalb desselben breitet sich auf der 
Ostseite des Grates, der vom Luti kamen gegen SO hinansteigt, eine 
Dolinenregion aus. Am östlichen Rand derselben, wo das Terrain steil 
gegen: das Vrutkatal-abzufallen beginnt, trifft man 100 gegen Ost ein- 
fallenden weißen bis lichtbräunlichen Kalk, der in dünne scharfkantige 
Bänke abgesondert ist. Im Innern dieser Dolinenregion ist die Schicht- 
lage im allgemeinen schwer zu beurteilen. Es scheint zum Teil 
ziemlich flache Lagerung vorhanden zu sein. Südwärts erhebt sich in 
dem Grate, welcher vom Luti kamen zur Botajna, dem ersten Gipfel 
des Ostmosor, hinanzieht, die Kuppe Pulesva (1119 m). Im Südosten 
begrenzt sich die Dolinenzone mit der Kuppe Kosira, welche aus 
jenem Grate gegen NO vorspringt. Bezüglich der Pule$va kann es 
keinem Zweifel unterliegen, daß sie einer Schichtfalte entspricht; 
man sieht die Kalkbänke an ihrem Südabhange deutlich mäßig steil 
(ca. 30%) gegen SW, und an ihrem Nordgehänge 50 —60° steil gegen 
NO einfallen. Die Kosira scheint gleichfalls einer Schichtaufwölbung 
zu entsprechen. Wenn man sie — unterhalb der Nordwände der 
Pulesva stehend — von Westen her betrachtet, so gewinnt man den 
Eindruck, daß eine Falte von Domstruktur vorliege und daß gleich 
südwärts neben ihr noch eine zweite Auffaltung vorhanden sei, die 
dann die östliche Fortsetzung der Pulesvafalte wäre. Der oberste 
Teil des Grates zwischen dem Luti kamen und dem Botajnagipfel, 
südwärts von der Abgangsstelle. der Kosira, hält eine rein meridionale 
Richtung ein. Auf seiner Ostseite sieht man große Felsflächen sich 
gegen das am Nordfuße der Botajna gelegene Hochtal hinabsenken, 
auf seiner Westseite ist ein Abfallen der Schichten gegen die Region 
„Na metac“ zu erkennen. Es scheint sich auch hier um eine Bogenfalte 
zu handeln, doch ist die Gratlinie etwas mühsam zu begehen, was 
gegen eine bruchlose Umbiegung der Schichten spricht. 

Dieser Grat kann nur in hydrographischer Beziehung als ein 
Teil der Hauptkammlinie des Mosor angesehen werden, insofern man 
nämlich diesen Begriff mit dem der Wasserscheide zusammenfallen 
läßt. In orographischer Hinsicht erscheint es weit naturgemäßer, von 
zwei einander parallelen Hauptkämmen des Mosor zu sprechen, die 
durch einen Quergrat miteinander in Verbindung stehen. Der Umstand, 
daß der eine dieser Kämme sich dort abflacht, wo der andere empor- 
zusteigen beginnt, und daß dieselben somit nicht einmal auf eine 
kurze Strecke weit in ungefähr derselben Höhe nebeneinander hin- 
laufen, täuscht bei flüchtiger Betrachtung das Vorhandensein nur eines 
an einer Stelle quer zum Streichen verschobenen Kammes vor. Bei 
näherer Betrachtung ergibt sich aber, daß als östliche Fortsetzung 
des Hauptkammes des Mittelmosor nur die Kuppe Kosira und der in 
ihrer südöstlichen Verlängerung gelegene Rücken gelten können und 
daß die westliche Fortsetzung des Ostmosorkammes in dem Grate von 
Lukaj zu suchen ist, welcher von der Botajna gegen NW abgeht. 


[89] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 303 


Noch mehr als in morphologischer Beziehung müßte in tektonischer 
Hinsicht die Annahme einer Einheitlichkeit des Mosorkammes zurück- 
gewiesen werden. Man hat es mit zwei einander parallelen Haupt- 
falten zu tun, die nordwärts des Botajnagipfels durch eine Querfalte 
verbunden sind. 

Bezüglich des Grates von Lukaj kann es kaum einem Zweifel 
unterliegen, daß er einer steilen domförmigen Falte entspricht. Auf 
seiner Südseite sieht man große schiefe Felsschichtflächen, auch im 
Bereich der Gratlinie sind flach gewölbte Felsplaques vorhanden und 
dieselbe ist nicht schwierig zu begehen. An den Nordabstürzen sind 
die Lagerungsverhältnisse allerdings ziemlich unklar. Auch die tieferen 
westlichen Teile des Lukajgrates lassen in ihrem Aussehen auf das 
Vorhandensein einer allerdings scharf gebogenen Falte schließen. Es 
scheint sich bei dem Auseinandertreten der Grate auf der Westseite 
des Botajnagipfels um den seltenen Fall einer Faltengabelung zu 
handeln. Das zwischen dem Lukajgrate und dem Verbindungsgrate 
der Botajna mit der Kosira gelegene Gebiet ist ein äußerst wüstes 
Felsterrain mit zahlreichen Dolinen inmitten eines Gewirres von 
kleinen Kämmen und Kuppen. Es dürfte sich hier um flachwellige 
Schichtlage handeln. Auf seiner Südseite entsendet der Grat von 
Lukaj einen Seitengrat gegen West, mit welchem er ein kleines, sehr 
ödes Hochtal einschließt. Dieser Seitengrat scheint einer Schichten- 
flexur zu entsprechen. 

Die Struktur des Botajnagipfels (1197 m) ist nicht klar erkenn- 
bar. Vermutlich entspricht er einer flachen Schichtaufwölbung. Dicht 
unter ihm befindet sich ein Vorkommen von stengligfasrigem Kalzit. 
Die Lage der Botajna halbwegs zwischen den Kulminationen der 
mittleren und östlichen Mosor planina verleihen der Rundsicht, die 
man von ihrem Gipfel aus genießt, einen besonderen Reiz, insofern 
der Blick nach zwei einander entgegengesetzten Seiten hin durch 
wilde Vordergrundpartien malerisch unterbrochen wird. Im Nordwesten 
ragt der Kamm der Ljubirna — von seiner Schmalseite aus gesehen — 
als mächtiger Felsdom auf. Im Südosten steigt der Grat des Kozik 
— in völliger Verkürzung als kühn geformtes Horn erscheinend — 
steil empor. 

Gegen Norden dacht der Botajnagipfel zum oberen Ende eines 
kleinen Hochtales ab, dessen linkseitige Begrenzung durch den Grat 
gebildet wird, welcher von der Kosira gegen SO abgeht und dessen 
Rückwand die Ostseite des Verbindungsgrates zwischen der Botajna 
und Kosira ist. Der vorgenannte Grat erfährt indessen eine so rasche 
Abflachung zu einem niedrigen Rücken, daß die Bezeichnung Tal nur. 
für das obere Endstück des Terrains am Nordfuße der Botajna_ an- 
gewendet werden kann und dessen übriger Teil als eine Terrasse mit 
schwach erhöhtem Rande zu bezeichnen ist. Dieser wallartig. auf- 
geworfene Rand entspricht einer von lokalen Störungen durchsetzten 
Schichtflexur. In seinem Mittelstücke hat es den Anschein, .als wenn 
die Kalkbänke, die seinen First formieren, schon gegen. SW_ ein- 
fielen und gleich darunter noch nordöstliches Schichtfallen vorhanden 
wäre. An anderen Stellen scheint der ganze Wall aus gegen NO 
geneigten Schichten zu bestehen. In der flach eingesenkten Terrasse 


304 Dr. Fritz v. Kerner. [90] 


neben dem Walle ist teils schwebende Lagerung, teils sanftes SW- 
Fallen vorhanden. Der Kalk ist am Nordabhange der Botajna grob- 
körnig und rudistenführend, im Bereiche der vorgelagerten Terrasse 
zum Teil breccienartig, am erhöhten Rande derselben dicht und ohne 
deutliche Versteinerungen. Der westliche, auf drei Seiten von öden, 
zum Teil schuttbedeckten Abhängen umgebene Terrassenteil wird 
von einem großen Eluvialfelde eingenommen, das zum Teil als Kultur- 
boden Verwertung findet. Der östlichste, tiefst gelegene Teil der 
nördlichen Vorstufe der Botajna ist stark felsig und mit Gestrüpp 
bewachsen. 

Wie schon erwähnt, entspricht die Kozira und der von ihr ab- 
gehende Rücken, welcher den erhöhten Rand der Botajnaterrasse 
bildet, der östlichen sich abflachenden Fortsetzung jener Schicht- 
aufwölbung, welche den Gipfelkamm des Mittelmosor aufbaut. Das 
Nordgehänge dieses niedrigen Endstückes des Gipfelkammes zerfällt 
hinsichtlich seiner Profillinie in zwei Teile. Der westliche Gehänge- 
abschnitt unterhalb der Kozira erfährt in seiner untersten Zone eine 
Unterbrechung durch eine kleine Stufenbildung und baut sich von da 
mit großer Gleichmäßigkeit empor. In den südöstlichen Gehängeteil 
schiebt sich dagegen in dessen Mittelhöhe eine Stufe ein. Die erstere 
Gehängestufe oberhalb DesiSeviö ist ein sehr hügeliges Terrain, in 
das eine große Zahl von Dolinen mit als Ackerboden verwerteter 
Eluvialausfüllung eingesenkt sind. Auch die Stufe in der Mittelhöhe 
des Gehänges ober Simunic, auf welcher eine Anzahl ärmlicher Alm- 
hütten steht, ist ein sehr unebenes, stark welliges Terrain. Beide 
Stufen sind — wie dies bei den Terrassenbildungen am Nordabhang 
des West- und Mittelmosor zumeist der Fall ist — durch eine Abflachung 
der nordöstlichen Schichtneigung bedingt. 

Bei Simuni& ist die Breccienentwicklung am Rande des Dolaec 
polje sehr spärlich. Man trifft hier schon weit unten am Gehänge 
körnige Kalke an, die in ziemlich dünne Bänke abgesondert sind und 
30—40° gegen NO einfallen. Weiter hinauf ist das Gehänge mit vielem 
Trümmerwerk bestreut und nur stellenweise eine 40—45° steile 
Neigung der Schichten gegen NO erkennbar. Oberhalb der Gehänge- 
stufe mit den Almhütten hört die grobkörnige Entwicklung des Kreide- 
kalkes auf und es folgt, allmälig aus dieser hervorgehend, ein fein- 
körniger bis subdichter weißer Kalk mit spärlichen Fossilspuren. 
Stellenweise kann man hier 30° NO-Fallen konstatieren. 

Oberhalb Simuni6 sind mehrere Steinbrüche vorhanden, in welchen 
ein schöner grobkörniger Radiolitenkalk gewonnen und an Ort und 
Stelle zu prismatischen Klötzen für Tür- und Fensterstöcke, zu Stiegen- 
stufen und Steinplatten verarbeitet wird. Höher oben, am Rande der 
Terrainstufe mit den vielen Stajas, wurde an einer Stelle als Aus- 
füllung einer kleinen Kalkkluft gutes Brauneisenerz gefunden. Im all- 
gemeinen scheint der Mosor nicht reich an solchen Vorkommnissen 
zu sein, zum mindesten dem seinem Nordfuße vorgelagerten Terrain 
von Kotlenice an Erzreichtum sehr nachzustehen. 

Östwärts von Simuni& reicht weißer körniger Kreidekalk bis an 
den Rand des Dolac polje. Bei Mandie ist derselbe reich an Rudisten 
und streckenweise ganz aus Splittern von Rudistenschalen bestehend. 


[91] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 305 


Er fällt hier 25—30° gegen NNO. Nur an einer Stelle traf ich hier 
am Poljenrande einen Fels von rötlichgrauem Kalk und daneben ein 
loses Gesteinsstück mit massenhaften Alveolinen. Bei Latkoviö tritt 
dann Alveolinenkalk, eine schmale Zone bildend, am Poljenrand zutage. 
An dem am meisten in das Dolac polje vorspringenden Teil des 
Mosorfußes steht ein Kalk an, der dicht mit kleinen kugeligen und 
ovalen Alveolinen erfüllt ist und stellenweise fast nur als Alveolinen- 
gehäusen besteht, eine Alveolinenbreccie bildend. Er ist in dünne 
schiefrige Lagen geschichtet und fällt 25—55° gegen NO ein. Hinter 
ihm folgt eine schmale Zene eines nur spärliche Alveolinen führenden 
Kalkes, der vom Kreidekalke unterteuft wird. Vor Putisic ist der 
dicht mit Alveolinen erfüllte Kalk rosenrot gefärbt und würde hier 
einen schönen Ornamentstein liefern können. Hier folgt unter dem 
Alveolinenkalke zunächst eine Breccienzone und dann erst Kreide- 
kalk. Letzterer ist an den Abhängen ober Mandic und Latkovic zu- 
meist grobkörnig, weiß und reich an Radioliten. 

Oberhalb der Randzone des Alveolinenkalkes breitet sich zwischen 
Latkovid und Putisic ein sehr coupiertes, von vielen Dolinen erfülltes 
Terrain aus, in dessen Bereich die Schichten zum Teil ganz horizontal 
liegen, zum Teil sehr sanft gegen das Dolac polje zu einfallen. Hinter 
diesem trichterreichen Terrain steigt ein Gehänge hinan, in dessen 
westlichem Teile, ober Latkovic, ein Eichenwäldchen steht (Lokalität 
Rastovi). Beim Aufstieg über die Gehänge westlich von diesem 
Wäldchen passiert man zunächst parallel zu deren Neigung 30° gegen 
ONO einfallende Schichten, dann wird die Lagerung undeutlich, dann 
kann man wieder 30—35° NO-Fallen ziemlich dünnbankiger, an 
Radiolitensplittern reicher Kalke konstatieren. Beim weiteren Auf- 
stiege gelangt man über einen Grat, der gegen oben hin sehr felsig 
wird. Die Schichtlage ist dort nicht erkennbar. Hinter und ober diesem 
Grate liegt ein kleiner Wiesenboden mit zwei ärmiichen Stajas. Ober 
diesem Boden steigt dann ein jäher Hang empor mit sehr steil 50— 70° 
abfallenden großen Felsflächen, die großenteils Schichtflächen sein 
mögen. Dieser Steilhang, in dessen Bereich man viel Trümmerwerk 
antrifft, reicht bis zum Kamme des Gebirges hinauf 

Ostwärts vom Rastoviwäldchen trifft man am Abhange ober 
Latkovi& Breccienkalke, die teils aus weißen Kalkstücken mit grünlich- 
grauem Zwischenmittel, teils aus weißen, grauen und bräunlichen 
Fragmenten ohne Kittmasse bestehen. Das Einfallen ist dort 25—50° 
NO. Höher oben sieht man neben grobkörnigen radiolitenreichen 
Kalken auch dichte fossilleere Kalke anstehen. In dem Terrain ost- 
wärts von dem früher erwähnten felsigen Grat unterhalb des Wiesen- 
bodens mit den Steinhütten gewahrt man sehr wilde Felsformationen, 
die durch Schichtköpfe von mittelsteil gegen NO einfallenden dick- 
bankigen Kalken gebildet werden. 

Der Kamm des östlichen Mosor kann in einen nordwestlichen 
und in einen südöstlichen Teil geschieden werden. Die Grenze zwischen 
beiden wird durch eine Einsattlung bezeichnet, welche oberhalb des 
am weitesten in das Dolac polje vorspringenden Teiles des nördlichen 
Gebirgsfußes liegt. Den nordwestlichen Endpunkt des ersteren Kamm- 
abschnittes bildet die Botajna. Östlich von diesem Gipfel tritt am 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Hett. (F. v. Kerner.) 40 


306 Dr. Fritz v. Kerner, [92] 


Mosorkamme jene Varietät der dalmatischen Kreidekalke auf, welche 
an anderen Orten Chondrodonta Joannae und Radiolites angeiodes führt 
und dann zugleich ein stratigraphisch fixiertes Schichtglied bildet. 
Hier konnte ich trotz eifrigen, bei zweimaligem Besuche der Region 
erfolgten Suchens nichts von diesen Leitfossilien des unteren Rudisten- 
kalkes finden und es muß daher bei der Unsicherheit von Niveau- 
bestimmungen auf Grund petrographischer Übereinstimmung noch 
zweifelhaft bleiben, ob man hier jenes Ostreenniveau vor sich hat. Es 
ist ein weißer grobkörniger Kalk, welcher in plattige, aber nicht eben- 
flächig begrenzte Stücke zerfällt, so daß die von ihm eingenommenen 
Regionen als Plättchenfelder gegen die stark felsigen Terrains der 
höheren Rudistenkalke scharf kontrastieren. 

Diese Zone von plattigen Kalken nimmt die Rückenfläche des 
Gebirgskammes und den obersten Teil seines Nordgehänges ein. 
Auf der Südseite des Kammes reichen die felsbildenden Kalke bis 
zum Rande seines flach gewölbten Rückens hinauf. Sie bilden dort 
ein Steilgehänge mit großen Felsflächen von jener Art, wie es am 
Südabhange des Gipfelkammes des Mittelmosor typisch entwickelt ist. 
Auf der Nordseite des Rückens treten erst in einiger Tiefe unten 
Felsschrofen zutage. Innerhalb der Region des plattig zerfallenden 
Kalkes sind mehrere Partien von felsbildendem Kalk vorhanden. Eine 
dieser Gesteinspartien formiert eine runde Felskuppe, auf welcher 
flach domförmige Lagerung der Schichten fast ebenso schön und 
deutlich zu sehen ist, wie auf den Kuppen östlich vom Debelo brdo 
im Westmosor. Diese Kuppe ist fast ringsum von Plättchenfeldern 
umgeben und bildet so. eine inselförmige Masse innerhalb derselben. 
Die andere Partie von felsbildendem Kalk innerhalb der plattig zer- 
fallenden Kalkschichten baut eine zweite Kuppe auf, welche östlich 
von der vorigen liegt. Diese zweite Felskuppe stößt südwärts an die 
Kalkmassen, welche die Plattenzone gegen Südwest begrenzen. Von 
den obersten Schrofen am Nordgehänge ist sie aber durch einen 
mit plattigem Trümmerwerk bedeckten Abhang getrennt. 

Diese Plattenzone östlich vom Botajnagipfel entspricht dem ent- 
blößten Kerne einer domförmigen Falte. Die eben erwähnten Fels- 
massen innerhalb derselben sind als Einlagerungen in die obersten 
Schichten des plattigen Kalkes anzusehen und nicht als von der 
Denudation verschont gebliebene Deckenreste. Denn die über den 
Gewölbekern ergänzt gedachte Fortsetzung der Schichten des süd- 
lichen Faltenmantels würde über jene Einlagerungen zu liegen kommen 
und zur Annahme eines Bruches, durch welchen die Achsenregion der 
Falte in ein tieferes Niveau gelangt wäre, ist am Südrande der 
Plättchenzone kein Anlaß gegeben. Dieser Rand ist unregelmäßig hin 
und her gebogen und erweist sich als eine Denudationsgrenze, nicht 
als Verwerfungslinie. 

Östlich von dieser Zone von plattigem Kalk, an dessen Er- 
scheinen eine rückenförmige Verbreiterung des Ostmosorkammes ge- 
knüpft ist, wird derselbe wieder schmal und gestaltet sich zu einem 
schroffen Grat. Gegen Süden fällt derselbe mit steilen, flach wellig 
gebogenen Felsflächen ab. Eine Strecke weit gehen hier die Schichten 
fast senkrecht in die Tiefe. Auf der Nordseite des Grates lagert viel 


[93] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 307 


grobes Blockwerk, in dessen Nischen ınoosige Rasenflecken eingesenkt 
sind. Tiefer unten folgt auf dieser Seite ein coupiertes, mit vielen 
kleinen Trichtern durchspicktes Felsterrain, in dessen Bereich zahl- 
reiche kleine Bäume stehen. 

Das Schichtfallen ist hier zumeist mäßig steil gegen NO, auch 
an einem gegen N vorspringenden Felskopf ist diese Lagerungsweise 
zu sehen. Der Kalk ist im Bereiche dieses schroffen Grates weiß, 
körnig, zum Teil breccienartig. Der östlich von dem Rücken mit den 
Plattenkalken gelegene Abschnitt des Mosorkammes kann wohl nur 
teilweise als sehr steiler Antiklinal- oder Homoklinalsattel angesehen 
werden, streckenweise dürfte er nur dem steil emporstehenden Süd- 
flügel einer in ihrer Achse geborstenen Schichtfalte entsprechen, 

Südostwärts von diesem schroffen Gratstücke wird der Kamm 
des Ostmosor wieder allmälig breiter und flacher. Man gewahrt hier 
viele Felsplaques, aus deren Formen man mehr oder weniger deut- 
licb das Vorhandensein einer flachen Schichtwölbung herauslesen 
kann, Dann folgt ein breiter, mit Rasen überzogener und mit vielen 
Steinen bestreuter Rücken, aus welchem einige_niedrige Felsriffe auf- 
ragen. An den gegen NO hin gelegenen erkennt man nordöstliches, 
an den am Südwestrande des Rückens befindlichen südwestliches 
Schichtfallen. Die Faltenachse verläuft dicht neben dem Südwest- 
rande des Rückens. Weiterhin folgt eine Kuppe aus stark zerworfenen 
Felsmassen, an die sich südostwärts ein mäßig breiter Rücken an- 
schließt, auf welchem man wieder auf domförmige Schichtlage 
schließen darf. 

Der südöstliche Teil des Ostmosorkammes besteht aus zwei 
sehr schroffen Gratstücken, die durch eine dolinenreiche Hochfläche 
zusammenhängen. Das erstere Gratstück kulminiert im Kozik (1319 m), 
der zweithöchsten Erhebung des ganzen Mosorkammes, das letztere 
im steilwandigen Pole (zirka 1100 m). 

Der Anstieg zum Kozikgipfel erfolgt über einen schmalen, beider- 
seits jäh abstürzenden Felsgrat. Das Anfangsstück desselben mag 
vielleicht noch einem engen steilen Faltenbogen entsprechen. Seine 
höheren Teile bestehen aber ganz aus sehr steil aufgerichteten, zum 
Teil seigeren Kalkbänken, deren Schichtköpfe als freie Felsmauern 
und schmale kleine Grate emporstreben. Man muß hier eine aufrecht 
stehende Isoklinalfalte annehmen oder den ganzen Grat noch dem 
Südflügel einer in ihrer Achse geborstenen Antiklinalfalte zurechnen. 

Auf dem Kozikgipfel befinden sich ein Triangulationszeichen 
und eine kleine verfallene, dem heiligen Georg geweiht gewesene 
Kapelle, die höchstgelegene der ganzen Gegend. Das eingebrochene 
Kapellendach war mit Steinplatten gedeckt. Dieselben unterscheiden 
sich von den plattigen Trümmern, in welche der Kalk am Kamme 
ostwärts der Botajna abgesondert ist, durch ihre Ebenflächigkeit und 
bedeutendere Größe und sind als typischer Plattenkalk zu bezeichnen. 
Es wurde von mir ein solcher Kalk im Bereiche des Ostmosor nur 
in der Nähe der Quelle Traposnik, am östlichen Ende des Gebirges 
angetroffen, Es ist aber wahrscheinlich, daß die zum Eindecken der 
Kapelle am Kozikgipfel verwendeten Steinplatten von einem viel näher 
gelegenen Vorkommen von Plattenkalk herstammen, Ein greuliches 

40* 


308 Dr. Fritz v. Kerner. [94] 


Unwetter, das mich beim Aufstiege über den Westgrat des Kozik- 
gipfels überraschte, zwang dazu, den Gipfel nach dessen Erreichung 
schleunigst wieder zu verlassen und hinderte so eine auch nur flüchtige 
Untersuchung von dessen nächster und näherer Umgebung. 

Die Nordseite des Kozikgrates wird durch jäh gegen NO ab- 
stürzende Felswände gebildet. Zu Füßen derselben zieht sich ein 
Steilgehänge hin, in dessen Mitte eine kleine Terrasse eingeschaltet 
ist. Aus diesem mit vielem Trümmerwerk bestreuten Gehänge ragen 
Schrofen auf, an denen die Schichtlage jedoch nicht zu erkennen ist. 
Unter diesem Steilabhange folgt wieder eine hohe Felswand. Vom 
Fuße derselben senkt sich das Terrain zu einer breiten, von vielen 
Trichtern und Dolinen durchsetzten Muldenzone hinab, die auf ihrer 
Nordostseite von einer Hügelkette begleitet wird. Im nordwestlichen 
Teile dieser Muldenzone ist die Lagerung ziemlich verworren. Man 
konstatiert wohl lokal horizontale Schichtlage und mehr oder minder 
sanftes SW- und SSW-Fallen, regionale flachmuldenförmige Lagerung 
ist. aber nicht zu erkennen. Ebensowenig läßt sich an dem benach- 
barten Hügelwalle eine Gewölbestruktur deutlich wahrnehmen. Weiter 
ostwärts sind die Verhältnisse etwas klarer. In der etwas tiefer 
gelegenen, südostwärts sich anschließenden Mulde von Modri dol ist 
flachwellige Schichtlage sichtbar. Der erhöhte Rand dieser letzteren 
Mulde besteht aus sehr zerworfenen Felsmassen. 

Das vorherrschende Gestein ist auf der Nordseite des Kozik 
gleichwie an den weiter nordwestlich gelegenen Abhängen der grob- 
körnige weiße, an Bruchstücken von Radiolitenschalen stellenweise 
ziemlich reiche Kalk. In der vorerwähnten Mulde treten auch fein- 
körnige Kalke auf. 

Am Gehänge unterhalb der Hügelkette, welche den erhöhten 
Rand der vorerwähnten muldig eingesenkten Terrasse bildet, stehen 
vorwiegend dichte, sehr fossilarme Kalke an. 

Der unterste Teil dieses Gehänges wird durch Breccien gebildet; 
zwischen PutisiC und Srijani reichen. dieselben bis unmittelbar an die 
Eluvien des mittleren Dolac polje, bei Putisic und gegenüber von 
den Hütten von Srijani wird der felsige Poljenrand durch Alveolinen- 
kalk gebildet. Bei Putisie ist dieser Kalk ziemlich arm an Alveolinen. 
Dann folgen grobe Konglomerate mit höckeriger Oberfläche. Unter 
diesen liegt gut gebankter, 30° NO fallender Rudistenkalk ; derselbe 
geht stellenweise unmittelbar in eine kompakte Breceie mit grünlicher 
Kittmasse, stellenweise in eine mehr lockere Breccie über, die ganz 
aus Trümmern seiner Art besteht. Bergaufwärts folgen zunächst noch 
grobe Breccien. Auf der Höhe der untersten Vorstufe des Gebirges 
stehen aber schon homogene Kalke ar, die zunächst flach liegen, 
dann sanft (15°) und weiterhin, wo das Gehänge steiler zu werden 
beginnt, 30% gegen NO einfallen. 

Weiter ostwärts reichen die Breceien höher am Abhange hinan. 
Gegenüber von Srijani bilden sie räumlich sehr ausgedehnte, "zelappte 
Felsplaques. Diese riesigen, ‚verzweigten Plaques sind eine für. manche 
Konglomerat- und Breccienbildungen des dalmatischen Eozäns. charak- 
teristische Erscheinung. Sie kommen dadurch zustande, daß die Denu- 
dationsreste der jeweilig obersten Bank, welche als umfangreiche 


[95] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 309 


Platten der nächst tieferen aufruhen, durch Erosion gelappt und tief 
ausgefranst, zum Teil auch . durchlöchert werden. Manche dieser 
verzweigten flachen Felswülste möchte man der Form nach fast mit 
riesigen, ihre Arme nach verschiedenen Seiten hin ausstreckenden 
Kraken vergleichen. Im Bereiche des Rudistenkalkes trifft man zu- 
weilen ähnliche Felsformationen. Dieselben halten sich aber in gerin- 
geren Dimensionen. Jene riesigen, gelappten Felsplaques, welche in 
ihrem längsten Durchmesser zuweilen 50 Schritte und noch mehr 
messen,. sind aber nur im Gebiete von Breccien und Konglomeraten 
anzutreffen. 

Gegenüber von Srijani treten aber auch noch nahe dem Fuße 
des Gebirges Partien von fast homogenem Kreidekalk zutage und es 
ist hier sehr schwer, eine Grenze zwischen der kretazischen. Basis 
und der tertiären Auflagerung zu ziehen. Das Einfallen ist hier nord- 
östlich. In dem östlich benachbarten hügelreichen Terrain von Jese- 
novaca, welches zum östlichen Dolac polje abdacht, trifft man ähn- 
liche Verhältnisse. Auch hier erscheinen Partien homogenen Kalkes 
zwischen den mehr oder minder groben Breccien. Hier fallen die 
Schichten mäßig sanft gegen Ost. . 

Am Südrande des östlichen Dolac polje (Polje von Dolac gornji), 
dort, wo der Weg zum Raseljkapasse anzusteigen beginnt, besteht die 
 Breceie vorwiegend aus weißen und lichtbraunen, eckigen oder wenig 
abgerundeten Kalkfragmenten von Haselnuß- bis über Faustgröße. 
Auch rötliche Kalkstücke und bräunliche Hornsteine nehmen an der 
Zusammensetzung der Breccie Anteil. Unmittelbar am Poljenrande 
mischt sich ihr auch Flyschmergel bei. Sie fällt hier. 30—35° gegen 
NO. Etwas weiter ostwärts, wo sich der Poljenrand nordwärts um- 
biegt, konstatiert man nordwestliches Einfallen. Es ist somit im Um- 
kreise der südlichen Ausbuchtung des Polje von Dolac gornji hemi- 
zentroklinale Lagerung vorhanden. Am Abhang südlich von dem eben 
genannten Dorfe fallen die Schichten wieder nordwärts ein. An diesem 
Abhange steht eine sehr grobe Breceie an mit vielen über fausteroßen 
Kalkbrocken, die der Gesteinsoberfläche ein grobhöckeriges Aussehen 
verleihen. 

Am Wege zur Raseljka kommt man bald ober den vorerwähnten 
Brececien zu Kalken, welche außerordentlich reich sind an Aus- 
witterungen, die teils auf Nerineen, teils auf Rudisten zu beziehen 
sind. Dann folgen wieder zertrümmerte Kalke, die große 20 25° 
gegen NO geneigte Felsflächen bilden, auf denen man viele Rinnen 
und Becken ausgewaschen sieht. Das südlich vom Polje von Dolae 
gornji befindliche Gehänge steigt zum schroffen Grat des Pole hinan, 
welcher das. südöstliche Endstück des Ostmosorkammes bildet. Im 
Bereiche dieses Gehänges erreicht der horizontale Abstand des nörd- 
lichen Gebirgsfußes vom Kamme des Mosor seinen kleinsten Wert. Er 
beträgt hier nicht viel mehr als 1 km, während er auf der Nordseite 
der Botajua und des Kozik zirka 2 km mißt und dazwischen bis gegen 
21), km erreicht. Das Nordgehänge des Pole ist in seinem unteren 
Teile durch eine breite Einsenkung unterbrochen. In der. östlichen 
Fortsetzung derselben, jenseits der schmalsten Stelle des Gehänges, 
befindet sich eine zweite Einsenkung, welche bedeutend tiefer liegt 


310 Dr. Fritz v. Kerner. [96] 


und in mehrere Partialmulden zerfällt. Da der Kamm des Mosor in 
dieser Gegend rasch an Höhe abnimmt, vollzieht sich hier eine Um- 
gestaltung des Terrainprofils auf seiner Nordseite. Während dasselbe 
in der Gegend des Pole noch einem von einer Terrasse mit erhöhtem 
Rande unterbrochenen Abhange entspricht, hat man in der Gegend 
der Ra$eljka eine zwischen zwei Gehängen von ziemlich gleicher Höhe 
gelegene Einsenkung vor sich, 

Im östlichsten Teile des Mosor reichen die Breccien an dessen 
Nordgehänge weit hinauf. Oberhalb der Hütten von Kremeno, welche 
an dem Abhange liegen, der die höher gelegene der beiden vor- 
genannten Mulden von der tiefer eingesenkten trennt, bilden die 
Breccien umfangreiche Felsflächen, welche mit derselben Neigung 
wie das Gehänge einfallen. Im Bereiche dieser Breccienbänke kommt 
jene Art von Quellenbildung, welche anläßlich der Beschreibung der 
Nordabhänge des Mittelmosor erörtert wurde, zu größerer Entwicklung, 

Hat man es im Bereiche der Rudistenkalke unterhalb des 
Lubljan doch nur mit Andeutungen oder Spuren von Quellbildung zu 
tun, so darf man auf der Nordseite des Pole schon von wenn auch 
sehr schwachen Quellen sprechen. Die eine der beiden Bedingungen 
dieser Art von Quellenentstehung, eine solche Beschaffenheit der 
Gesteinsbänke, welche die dem Kalke als solchem zukommende Eigen- 
schaft der Undurchlässigkeit zur Geltung kommen läßt, scheint sich 
bei den Mosorbreccien viel mehr realisieren zu können als beim 
Rudistenkalke. Gleichwie an der Terrainoberfläche die durchschnitt- 
liche räumliche Ausdehnung der noch zusammenhängenden Partien 
der in Abtragung befindlichen Schichtbänke bei den Kalkbreccien 
viel größer ist als bei den homogenen Kreidekalken, müssen wohl 
auch die tiefer liegenden Bänke der Breecien eine viel weniger weit- 
gehende Zerklüftung zeigen als jene des Rudistenkalkes. Es werden 
sich dann umfangreiche Teile einzelner Breceienbänke wie undurch- 
lässige Schichtlagen verhalten und wenn — stets Plioklinie oder Iso- 
klinie des Gehänges vorausgesetzt — die Anordnung der vorhandenen 
Klüfte eine solche ist, daß sich die wasserhaltende Wirkung mehrerer 
solcher über- und hintereinander gelegener kluftloser Teile von 
Breccienbänken summieren kann, wird eine von oberflächlich einge- 
drungenen Wassern gespeiste schwache Schichtquelle entstehen können, 

Zur Zeit meines Besuches, im Frühlinge nach mehrtägiger regen- 
freier Zeit, traf ich am Gehänge ober Kremeno ein aus der Ver- 
einigung zweier Quelladern hervorgegangenes murmelndes Bächlein 
an. In weitem Umkreise zeigten sich nasse Streifen auf den schrägen 
Gesteinsflächen und von den überhängenden Felspartien tropfte Wasser 
ab. Der Boden war feucht und allerorts wucherten üppige, von Wasser 
triefende Moospolster. Man glaubte sich fast in ein Schiefergebiet ver- 
setzt, Sonst pflegt in dalmatischen Kalkgebieten nur wenige Stunden 
nach dem Aufhören selbst länger dauernder Regen ein ähnlicher 
Zustand zu herrschen; daß er hier noch nach mehrtägigem Nieder- 
schlagsmangel anhält und daß eine ungewöhnlich üppige Moosflora 
gedeiht, weist darauf hin, daß im Bereiche der Kalkbreccien am Nord- 
abhange des östlichsten Mosor die Gelegenheit zum tiefen Eindringen 
der Niederschläge viel weniger günstig ist als sonst in Kalkgebieten, 


[97] Geologische Beschreibung der Mosor planina. all 


Die Breccien des Westmosor verhalten sich ganz anders. Sie 'zer- 
springen oberflächlich oft in polygonale Plätten, sind auch in ihren 
tieferen Lagen gewiß von einem dichten Kluftnetze durchsetzt und 
können so das Eindringen der Niederschläge in die Tiefe nicht ver- 
hindern. In der Tat sind an den unteren Westabhängen des Debelo brdo, 
obschon die Lagerungsweise der Breccien daselbst für stellenweisen 
Wiederaustritt oberflächlich eingedrungener Niederschläge günstig 
wäre, keine Spuren von Quellbildung vorhanden und nasse Rinn- 
streifen und Moospolster eine ziemlich seltene Erscheinung. 

In der hügel- und dolinenreichen Einsenkung zwischen Kremeno 
und Pocernja, welche man am Wege von Dolac gornji zum RaSeljka- 
passe durchquert, bilden die Breccien große flache Felskuppen und 
Felswülste, in welchen viele scharfrandige Becken, Wannen und Rinnen 
ausgewaschen sind. Das Relief scheint hier ein getreuer Ausdruck 
der Unebenheiten der tektonischen Oberfläche zu sein. Am Abhang 
hinter dieser Muldenregion fallen die Schichten 40% gegen NO. Erst 
hoch oben, nicht mehr weit unterhalb der Kammlinie, gehen die Breccien 
zunächst in kompakte Breceienkalke und dann in homogene Kalke 
über. Weiter westwärts vollzieht sich dieser Übergang in der Gegend 
von Zuganove staje. 

Der Grat des Pole senkt sich ostwärts zu einem zirka 950 m 
- hohen Sattel hinab, welcher vom Paßübergange der Raseljka (833 m) 
durch eine 938 m hohe Kuppe getrennt ist. Im Bereiche dieses 
Kammabschnittes sind die Lagerungsverhältnisse unklar. Am RaSeljka- 
sattel, dem östlichen Endpunkte des Mosorkammes im engeren Sinne, 
läßt sich aber wieder jene Strukturform feststellen, welche schon an 
seinem Westende, dem Debelo brdo, auftritt und weiterhin an vielen 
Stellen seines Mittel- und Ostabschnittes, zum Teil in großer Deutlich- 
keit, erkennbar ist, die Domstruktur. Gleich westlich vom Paßüber- 
gange ist das Vorhandensein einer flachen Schichtwölbung gut zu 
sehen, weniger deutlich ist es ostwärts von der Paßhöhe sichtbar. 


XIII. Die Südwestabhänge des östlichen Mosor. 


Die dem Meere zugekehrte Seite des Nordwestabschnittes des 
Ostmosor ist ein steiles Berggehänge, welches keine Andeutungen 
von Terrassenbildung zeigt, dagegen durch eine Anzahl schluchtartiger 
Gräben eine reiche Quergliederung erhält. An diesem Gehänge 
sind zwei morphologisch sehr voneinander abweichende Zonen unter- 
scheidbar. Eine obere felsige, welche als eine Kette von steil auf- 
ragenden Schrofen erscheint, die durch die karförmigen Anfänge der 
vorgenannten Gräben getrennt sind, und eine untere Zone, welche 
sich aus einer Reihe von gerundeten Bergvorsprüngen zusammensetzt, 
zwischen welchen die unteren Partien jener Gräben eingeschnitten sind. 

‘Von seiner Südseite aus gesehen gewährt der Ostmosor das 
großartige Bild eines steil aufsteigenden wilden Karstgebirges. Der 
Anblick ist weit imponierender als jener, welchen die nördliche Seite 
des Gebirges bietet. Es scheint, als ob durch die Monotonie des 
Unterbaues die schroffen Felsbildungen des oberen Gehängeteiles in 
ihrer wilden Schönheit um so mehr zur Geltung kämen. Zumal 


312 Dr. Fritz v. Kerner. [98] 


bei Abendbeleuchtung ist das Bild des im Kontrast zum grünen Tale 
von Dubrava völlig kahlen hohen Bergkammes sehr wirkungsvoll und 
prächtig. | 

Das Südwestgehänge des Ostmosor baut sich fast ganz aus 
Rudistenkalken auf. Nur seine unterste Zone wird durch eozäne 
Schichten gebildet. | 

Östwärts von den Hütten von Dubrava steht am Südwestfuße 
der Botajna ein in scharfkantige Bänke abgesonderter Kalk an, 
welcher plattige Einlagerungen enthält. Stellenweise erscheinen in 
diesem Kalke Milioliden. Zwischen Domikulic und Usinic trifft man 
am Fuße des Gebirges zunächst ein grobes Konglomerat mit Bruch- 
stücken von Alveolinenkalk, dann einen an Alveolinen sehr reichen 
Kalk und dann einen grobkörnigen weißen Kalk mit zahlreichen, aber 
undeutlichen Fossilspuren. An der Mündung des tiefen schluchtartigen 
Grabens, welcher zu dem östlich von der Botajna gelegenen Kamm- 
stücke hinaufzieht und auf seiner Ostseite von einem bewaldeten 
Bergvorsprunge begrenzt wird, ist nur eine schmale Zone von Alveo- 
linenkalk nachweisbar. Gegenüber der engen Schlucht, welche den 
Vorrücken der Botajna bei Sv. Arnerio durchbricht, sieht man am 
Fuße des Mosorkammes zunächst einen plattigen, .blaßgrauen Mergel- 
kalk, welcher 45—50° gegen NNO einfällt, dann einen schmalen 
Streifen von alveolinenreichem Kalk, an den sogleich grobkörniger 
Radiolitenkalk anstößt. (Siehe Taf. III, Prof. III u. IV.) 

Ein analoger Befund bietet sich an der Mündung des steilen 
Grabens ostwärts von Cotic dar. Gegen Ost wird dieser Graben durch 
den westlichen der zwei Gehängevorsprünge begrenzt, über welchen 
sich der wilde, dem Mosorgipfel Kaba vorgelagerte Felskopf auftürmt. 
Am Fuße des östlichen dieser zwei Vorsprünge trifft man eine breite 
Zone von dünnbankigem, wohlgeschichtetem Mergelkalk, welcher Horn- 
steine enthält und 60% gegen NNO bis NÖ einfällt. Darüber folgt 
eine schmale Zone eines alveolinenreichen Kalkes und dann rein 
weißer Rudistenkalk. Alveolinen- und Rudistenkalk stoßen hier scharf 
aneinander, sind aber in ihren Reliefformen nicht zu unterscheiden. 
Am Fuße des nächsten Gehängevorsprunges, welcher schon dem Kozjak 
angehört, steht ein Kalk mit Alveolinen und Nummuliten an. Die ihm _ 
vorliegenden Mergelkalke sind hier schon in Eluvium umgewandelt. 

Der Südabhang des nordwestlichen Teiles des Ostmosor unter- 
scheidet sich hinsichtlich seiner Struktur sehr wesentlich von den 
bisher besprochenen Gebirgsteilen. Bei den innigen Beziehungen, 
welche im dalmatischen Karstgebiete zwischen Gebirgsbau und Relief 
bestehen, erscheint dies leicht begreiflich. Es wurde früher erwähnt, 
daß diesem Gebirgsteile die für die ganze Nordflanke und für die 
Südseite des West- und Mittelmosor charakteristischen Terrassen 
mangeln. Es fehlt hier dementsprechend auch jene Strukturform, an 
deren Vorhandensein die Stufenbildungen geknüpft sind, nämlich ein 
flachwellig hin- und hergebogener, in seiner Gesamtheit ziemlich sanft 
geneigter Faltenflügel, beziehungsweise eine Schichtmasse, die einen. 
quer zum Streichen stattfindenden wiederholten Wechsel von flacher 
Lagerung und mäßig. steiler Neigung aufweist. 

An Stelle dieser im übrigen Mosorgebiete mehr oder weniger 


[99] Geologische Beschreibung der. Mosor planina. 313 


deutlich ausgesprochenen Strukturform tritt an der Südseite des ÖOst- 
mosor ein Faltenflügel, der in der Richtung von der Faltenachse hin- 
weg eine Zunahme seiner Neigung aufweist. Die obere steile Gehänge- 
zone besteht, gleichwie die Südseite des westlichen und mittleren 
Mosorkammes, aus ziemlich stark gegen SW geneigten Kalkbänken. 
Die sanftere Gestaltung der uuteren Gehängeteile entspricht hier 
aber nicht einer Verminderung der Schichtneigung, vielmehr einer 
Zunahme derselben bis zur Seigerstellung. Die für den Mosor — von 
Lokalbefunden abgesehen — im allgemeinen gültige Regel, daß die 
Steilheit der Terrainformen mit dem Grade der Schichtneigung zu- 
nimmt, so daß die schwebende Lagerung zur Bildung flacher Böden, 
die seigere Stellung zur Entstehung schroffer Felshänge führt, erfährt 
demnach am Südabhange des Ostmosor eine Ausnahme. 

In anderen dalmatischen Karstregionen ist es keine seltene 
Erscheinung, daß die von steil aufgerichteten Kalkbänken aufgebauten 
Terrains sehr flache Höhenzüge oder sogar die ebenen Böden von 
Trockenpoljen bilden und es ist auch leicht verständlich, wenn in 
einem Kalkgebiete die schroffsten Oberflächenformen an mittlere 
Schichtneigung gebunden sind und wenn bei sehr steiler Aufrichtung 
der Kalkbänke die Steilheit der Terrainformen wieder abnimmt. Die 
Regionen mit sehr steil gestellten Schichten entsprechen oft den 
Kernzonen von Faltenzügen, in welchen die Schichten viel häufiger 
als in den Faltenflügeln zerrissen und zerknittert und somit auch der 
Zerstörung leichter zugänglich sind als in jenen. 

In den oberen Teilen des Südabhanges der Botajna sieht man 
vielerorts große schiefe Felsflächen, wie sie für die südlichen Ab- 
hänge des Mittelmosor charakteristisch sind. Ein Unterschied. gegen- 
über der Gestaltung dieser letzteren Abhänge besteht aber darin, 
daß auf der Südseite der Botajna mächtige Felsvorbaue und Seiten- 
srate vorhanden sind. Die zahlreichen flach gerundeten Gehängevor- 
sprünge, aus welchen sich die untere Zone des Südwestgehänges des 
Östmosor zusammensetzt, sind. mit vielem Trümmerwerk überdeckt; 
an manchen Stellen sieht man aber langgestreckte Riffe, die den 
Schiehtköpfen seigerer, parallel zum Gehänge streichender Kalkbänke 
entsprechen, und auch zu beiden Seiten der zwischen den Gehänge- 
vorsprüngen eingeschnittenen Gräben ist mancherorts die steile Auf- 
richtung der Schichten gut zu sehen. Das Gestein, aus welchem sich 
die Südabhänge der Botajna und der Kaba aufbauen, ist der in der 
Mosor planina häufig anzutreffende grobkörnige, reinweiße, stellenweise 
an Bruchstücken von nicht näher bestimmbaren Radiolitenschalen 
reiche Kalk. 

Auf der Südseite des Kozik reichen die wilden Felsabstürze 
weit hinab, so daß hier die untere, mit eluvialem Felsschutt be- 
deckte Gehängezone in ihrer Breite sehr reduziert erscheint. Die 
Südabstürze des Kozik sind der steilste Teil der dem Meere zu- 
gewandten Seite des Ostmosor. Ostwärts vom Kozik ist das Gehänge 
eine Strecke weit etwas weniger felsig. Längs seines Fußes zieht sich 
hier eine kleine Steilwand hin, die aus 60° gegen NO einfallenden 
dünnbankigen Mergelkalken besteht, denselben, die auch weiter west- 
wärts an der Basis des Ostmosorkammes auftreten. Uber diesen gut 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. left. (F. v. Kerner.) 41 


314 Dr. Fritz v. Kerner. [100] 


gebankten Schichten folgt hier kein typischer Alveolinenkalk, sondern 
ein brauner bis rötlichbrauner Kalk, der anscheinend arm ist an 
makroskopisch sichtbaren Foraminiferen. Oberhalb der Zone dieses 
Kalkes folgt sogleich weißer körniger Kreidekalk. 

Auf der Südseite des Pole kommt es zur Entwicklung eines den 
Hauptkamm begleitenden Vorgrates, der im Kupinovae bis zu 1049 m 
ansteigt. Das zwischen dem Haupt- und Nebengrate gelegene Terrain 
ist eine dolinenreiche Felswildnis, die durch einen schief verlaufenden 
Querrücken in einen westlichen und östlichen Teil zerfällt. Gegen 
Süden stürzt der Grat des Kupinovac mit schroffen Wänden ab, unter- 
halb welcher sich ein Steilgehänge hinzieht, das durch eine hohe Fels- 
mauer in einen breiten oberen und schmäleren unteren Teil geschieden 
wird. Auch hier läßt sich entlang dem Fuße des Gebirgskammes ein 
Saum von eozänen Schichten nachweisen. Beim Aufstiege von Gata 
zum Paßübergange von Raseljka passiert man oberhalb Sv. Rok zu- 
nächst eine Zone von Alveolinenbreccienkalk. 

In dem dann folgenden Kreidekalkgehänge ist das Einfallen der 
Schichten der Abhangneigung ungefähr parallel. Höher oben, auf 
einem kleinen Boden, welcher in der südöstlichen Fortsetzung des 
Grates des Kupinovac gelegen ist, tritt flache Schichtenlage ein. Von 
da gelangt man über einen Steilhang zu einem Querriegel hinauf, 
hinter welchem der östliche Teil jener früher erwähnten Felswildnis 
zwischen Kupinovac und Pole ausgebreitet liegt. In dieser an Höhlen 
und Trichtern reichen Hochmulde trifft man sehr viel Moosrasen 
zwischen den Felsen, ein Zeichen verminderter Durchlässigkeit des 
Kalkterrains. Anzeichen einer Dolomiteinlagerung sind hier nicht vor- 
handen. Am wüsten Felshang, welcher sich von dieser feuchten Mulde 
zum Hauptkamme hinaufzieht, befindet sich die Quelle Traposnik. 

Dieselbe gehört in die Kategorie jener schwachen Ausläufe von 
oberflächlich eingedrungenen Niederschlägen, von denen mehrere 
schon im vorigen beschrieben wurden. Man sieht in einer niedrigen 
Höhlung ein paar kleine Wasserbecken, die sich in schmale, tief ein- 
geschnittene Rinnen fortsetzen, und ein Wasserbecken außerhalb der 
Höhlung. In der Umgebung dieser Becken gewahrt man einige mit 
Rinnstreifen überzogene Felsflächen und eine feuchte Kluft. Zur Zeit - 
meines Besuches, im Frühling, waren die kleinen Becken mit Wasser 
erfüllt und die Rinnstreifen noch naß. Dagegen war in den Abfluß- 
rinnen der Becken kein rieselndes Wasser zu sehen und nur in der 
Höhlung ein Abtropfen von Wasser hörbar. Die Felsen unterhalb der 
wasserführenden Höhlung sind stark zerklüftet. Der Boden der kleinen 
Becken wird durch eine nicht zerklüftete Bank eines sehr festen 
Breccienkalkes gebildet. 

Handelt es sich bei der Quelle Traposnik auch nur um eine 
spärliche Wasserführung, so ist es doch schon interessant genug, daß 
in so großer Nähe der Kammlinie des Mosor überhaupt noch eine 
Andeutung von Quellbildung angetroffen werden kann. Denn es dürfte 
sich auch hier nur um den Austritt von Niederschlagswasser handeln, 
welches in das oberhalb der Austrittsstelle befindliche Terrain ein- 
gedrungen war, nicht aber um eine Spaltquelle, in welcher Wasser 
zutage träte, welches unter dem Drucke des in entfernteren, höheren 


[101] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 315 


Gebirgsteilen (Mittelmosor und Biokovo) zirkulierenden Wassers empor- 
gehoben worden wäre. Die Umgebung der Quelle Traposnik ist ein 
sehr wüstes, zerfressenes Karstterrain, in welchem ein näherer Ein- 
bliek in die Lagerungsverhältnisse versagt bleibt. Zwischen der Quelle 
TrapoSnik, die die Bezeichnung Quelle allerdings nicht verdient, und 
dem Sattel westlich von der Raseljka stößt man mitten im Gewirre von 
Felsgraten und Trichtern auf eine räumlich beschränkte Einlagerung 
eines lichtgelblichen bis rötlichen dickplattigen Kalkes. Auf der Süd- 
seite des Raseljkapasses stehen reinweiße dichte bis sehr feinkörnige, 
ziemlich fossilarme Rudistenkalke an, welche mittelsteil gegen SW 
einfallen. 


XIV. Die Längstäler auf der Südwestseite des östlichen 
Mosor. 


Die unteren Südwestabhänge des Ostmosor sind weniger kom- 
pliziert gestaltet als jene des mittleren Gebirgsteiles. Sie werden 
ihrer ganzen Länge nach von einer tiefen Furche, dem Tale des Smovo 
potok, durchschnitten. Dieses Tal ist der südwestliche der beiden Äste, 
in welche sich der Talboden Blato unterhalb des Luti kamen spaltet, 
und wird meerwärts durch eine Bergkette begrenzt, die in der öst- 
lichen Fortsetzung der Makirina liegt, welch’ letztere die südwestliche 
Begrenzung des Blato bildet. Diesen Verhältnissen entsprechend 
gliedert sich das untere Südwestgehänge des östlichen Mosor in drei 
Zonen. Die obere Zone wird durch jene Abhänge gebildet, welche 
sich vom Smovo potok zum Südfuße des im vorigen Abschnitte 
beschriebenen Hauptkammes des Ostmosor hinanziehen. Die mittlere 
Zone entspricht der Südwestwand des Smovotales, beziehungsweise 
dem Nordostgehänge des Makirinakammes. Als untere Zone ergibt 
sich das Südwestgehänge dieses Kammes, welches zum oberen Teile 
des Zernovnicatales und zu dem in dessen östlicher Verlängerung 
gelegenen Tale von Pod Bila abdacht. 

Im Gegensatz zum Tal des Smovo potok, welches — wie erwähnt 
— den unteren Südabhang des Ostmosor seiner ganzen Länge nach 
durchzieht, erstreckt sich das Tal von Dubrava, der nordöstliche der 
beiden Äste, in welche sich der Talboden Blato spaltet, nicht viel 
über den Südfuß der Botajna hinaus. Es erleidet dort durch eine 
Terrainaufwölbung eine Spaltung in zwei Zweige, die aber gleichfalls 
schon nach kurzem südöstlichen Verlaufe ihr Ende finden. Der Rücken, 
welcher die beiden Äste des Blato scheidet, verliert sich nach vor- 
hergegangener Verschmälerung etwas ostwärts von der Stelle, an 
welcher die Gabelung des Tales von Dubrava stattfindet. Die Terrain- 
aufwölbung, durch welche diese Gabelung bedingt wird, hat aber nur in 
ihrem nordwestlichen Endstücke den Charakter eines flachen Rückens. 
Sie geht sehr bald in einen stark vorgewölbten Abhang über, welcher 
jenseits des Ostendes des vorgenannten Rückens den ganzen Raum 
zwischen dem Südfuße des Mosorkammes und dem Smovo potok ein- 
nimmt. Diesen Verhältnissen entsprechend geht der östliche der beiden 
Zweige des Dubravaner Tales allmälig in eine schmale Terrasse über, 
welche sich zwischen den Südabhängen des Ostmosorkammes und 

41* 


316 Dr. Fritz v. Kerner. [102] 


dem vorgenannten Abhang hinzieht. Auf dieser Terrasse liegen die 
Hütten von Beoviöa staje. 

Der Rücken zwischen dem Dubravaner Tale und dem Tale des 
Smovo potok entspricht einem Faltenaufbruche mit einem Kern von 
Rudistenkalk und konglomeratischen Mantelschichten. Auf der. Nord- 
seite des Rückens bilden die Konglomerate gegenüber von Dubrava 
nur eine schmale Zone am Rande der Talebene. Sie sind daselbst 
sehr grobkörnig und fallen anscheinend mittelsteil gegen ONO. Ost- 
wärts von dem Kirchlein Sv. Luka gewinnt die Zone dieser klastischen 
Gesteine an Breite und reicht bis auf die Höhe des Rückens- hinauf. 
Westlich von Sv. Arnerio bilden sie eine steile gegen ONO geneigte 
Felswand. Die Rudistenkalke in der Mittelzone des Rückens zwischen 
Dubrava und Smovotal lassen nur streckenweise ihre Lagerungs- 
verhältnisse erkennen. Im nordwestlichen Endstücke des Rückens ist 
Hemiperiklinie gegen W bis N als Ausdruck der Faltenabflachung 
gegen die Blatoebene hin erkennbar. Mehr gegen das Smovotal zu 
fallen die Kalke steil gegen WSW. Die dem Tale von Dubrava genäherte 
Kammregion des Rückens gehört noch dem Nordostflügel der Falte an. 
In der Gegend von Sv. Luka bilden die Schichtköpfe dieses Flügels eine 
von SW gegen NO ansteigende Felstreppe. (Siehe Taf. III, Prof. I.) 

Im mittleren Teile des Rückens sind die Lagerungsverhältnisse 
verworren. Doch gewinnt man den Eindruck, daß ein von Unregel- 
mäßigkeiten im Schichtverbande durchsetzter Faltenaufbruch vorhanden 
sei. Gegen das Tal des Smovo potok fällt der in Rede stehende 
Rücken sehr steil ab. In seinem westlichen Teile wird dieses Steil- 
gehänge durch Breccien gebildet, welche stark gegen WSW geneigt 
sind. Weiter ostwärts stehen dieselben stellenweise seiger. Noch mehr 
talabwärts stehen zur Linken des Smovo potok sehr grobe Konglomerate 
an, welche gleichfalls steil gestellt sind und eine Felsmauer formieren. 
Am Serpentinenwege, westwärts vom Südausgange der Schlucht -von 
Sv. Arnerio, fallen die groben Konglomerate 30—35° steil gegen ONO 
ein. Die eben genannte wilde Schlucht durchbricht den Rücken zwischen 
dem Tale von Dubrava und dem des Smovo potok kurz vor der früher 
erwähnten Gabelung des ersteren. Die Seitenwände dieser Durchbruchs- 
spalte bieten aber kein sehr klares Bild der Strukturverhältnisse jenes 
Rückens. Am Nordeingange der Schlucht von Sv. Arnerio sieht man 
die Schichten rechts sehr steil gegen ONO einfallen, links seiger stehen ; 
in ihrem Innern glaubt man Andeutungen von flach bogiger Schicht- 
lage wahrzunehmen, am Südausgange ist beiderseits 30° WSW- Fallen 
deutlich zu erkennen. (Siehe Taf. III, Prof. II.) 

Einen Kilometer weiter südostwärts wird die Falte zwischen 
Dubrava und Smovo potok von einer zweiten Schlucht durchschnitten. 
Zu beiden Seiten dieser letzteren Schlucht ist der Antiklinalbau schön 
zu sehen, besonders auf der östlichen Seite. Der Rudistenkalk im 
Faltenkerne ist hier gut geschichtet. Er fällt im Südflügel 60—700 
gegen SW, im Nordflügel 25° gegen NO bis ONO. Auch der zwischen 
den genannten beiden Schluchten gelegene Teil des Faltenkernes ist 
sowohl auf seiner dem Smovo potok zugekehrten Südwestseite als 
auch auf seiner Nordostseite, welche gegen den rechtseitigen Ast des 
Tales von Dubrava abdacht, von Konglomeraten und Breecien besäumt. 


[103] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 317 


Auch im Terrain zwischen dem sackartigen Ende dieses Talastes 
und der zweiten Schlucht stehen klastische Gesteine an. Ostwärts 
von dieser. Schlucht sind solche Gesteine als zusammenhängender 
Komplex aber nicht mehr nachzuweisen und hiermit verliert die Falte 
ihre deutliche Begrenzung gegen das nordwärts benachbarte Rudisten- 
kalkgebiet. Ihre orographische Selbständigkeit büßt sie schon am Ende 
des südwestlichen Astes des Dubravaner Tales ein. 

Das zwischen den beiden Ästen des Tales von Dubrava gelegene 
Terrain ist das nordwestliche Ende einer Schichtaufwölbung, die — 
gleichwie die eben besprochene im Süden des Dubravaner Tales — 
aus einem von tertiären Schichten umsäumten Kern von Kreidekalk 
besteht. Dieser zweite Faltenaufbruch am Südfuße des Ostmosor- 
kammes übertrifft den ersteren etwas an Länge und um mehr als 
das Doppelte an Breite. Am nordwestlichen Endstücke dieser Falte 
ist die mantelartige Umhüllung der Kreide durch das Tertiär sehr 
schön zu sehen. Im Faltenkerne zeigen die Rudi:tenkalke hemiperi- 
klinale Lagerung von SW über W nach N. In dem Terrain ostwärts 
vom rechtseitigen Ast des Dubravaner Tales ist der bogenförmige Ver- 
lauf der Schichtkopfriffe deutlich zu verfolgen. Um diese Kernschichten 
lagert sich eine Hülle von Milioliden- und Alveolinenkalken, weiche 
Hemiperiklinie von NW über N nach NNO zeigen. Diese Kalke bilden 
teils Felsriffe, teils Plättchenzonen. Die Schichtköpfe der Riffkalke 
sieht man grofe flache Bögen um die stärker gekrümmten Felsbögen 
des Rudistenkalkes beschreiben. Westlich von den Hütten von Cotiö 
sind drei große konzentrisch angeordnete, bogenförmig verlaufende 
Felszüge von Alveolinenkalk vorhanden. Diese Umkreisung der Schicht- 
kopfbögen des Rudistenkalkes durch jene der alttertiären Kalke betrifft 
aber nur die Nordostflanke und die Scheitelregion der ersteren. Die 
Achsenregion des Faltenendes ist dem Südrande der ganzen Schicht- 
aufwölbung sehr genähert. so daß die Südwestseite des kretazischen 
Faltenkernes bis nahe an den kleinen Taleinschnitt herantritt, welcher 
den Südwestast des Dubravaner Tales bildet und die Felszüge (es 
Alveolinenkalkes gegen den äußeren Teil jenes Einschnittes ausstreichen. 
Man trifft demzufolge auf der Nordostseite jenes von Eluvium erfüllten 
Taleinschnittes zuerst gegen NW und W einfallenden Alveolinenkalk 
und weiter einwärts gegen W und SW fallenden Rudistenkalk. In 
dieser Region sind aber keine auf längere Erstreckung hin verfolgbare 
bogenförmige Felszüge vorhanden, wie an der Mündung des Nordost- 
astes des Dubravaner Tales. Der tertiäre Schichtmantel scheint hier 
in mehrere gegeneinander verschobene Schollen zerstückt zu sein. 
Sehr seltsam ist hier das Vorkommen kleiner, zwischen den Kalkmassen 
eingeklemmter Fetzen von stark verquetschten klüftigen Mergeln; 
ein Befund, der auf intensive tektonische Störungen hinweist. 

Ostwärts von den Hütten von Cotic, welche im nordöstlichen 
Aste des Dubravaner Tales stehen, verschmälert sich die Zone von 
Alveolinenkalk im Nordostflügel der Falte und ist dann stellenweise 
schwer. verfolgbar. Die diesen Kalk unterteufenden Rudistenkalke 
zeigen zu beiden Seiten des Anfangsteiles jenes vorerwähnten Grabens, 
welcher unterhalb der Schlucht von Sv. Arnerio: in das Tal des Smovo 
potok mündet, sehr deutlich mittelsteiles Einfallen gegen NO. Beim 


°. 


318 Dr. Fritz v. Kerner. [104] 


Abstieg zum Smovo potok über das Gehänge ostwärts von diesem 
Graben gelangt man nach Passierung der gegen NO einfallenden 
Kalke bald in ein Gebiet mit flacher Schichtlage. Dann folgt sanftes 
Einfallen der Kalkbänke gegen SW und weiter unten, in der Loka- 
lität Rudine, wieder horizontale Lagerung. Stellenweise ist sogar wieder 
schwache Neigung gegen NO vorhanden, die gegen den Graben hin 
dann deutlicher wird. Man hat es hier mit der Abflachung der Schichten 
im östlichen Ende jenes Faltenzuges zu tun, welcher den Rücken 
zwischen Dubrava und Smovo potok aufbaut. Da, wo das Gehänge 
dann steil zum Smovo potok abzufallen beginnt, geht die flache Schicht- 
lage rasch in steiles Südwestfallen über, das sich lokal bis zur Seiger- 
stellung verstärkt. Beim Abstiege von Beovica staje zur Velika studena, 
dem unteren Teile des Smovo potok, zeigt sich ein ähnliches Profil. 
Zunächst passiert man eine Zone von deutlich gesclhichtetem, mittel- 
steil gegen NO einfallendem Rudistenkalk, dann folgt, der Achsen- 
region der Falte entsprechend, eine Zone, wo die Lagerungsverhält- 
nisse unklar sind, hierauf ist sanftes Einfallen gegen SW und endlich 
im steilen unteren Teile des Gehänges 600 SW-Fallen zu konstatieren. 
Jenseits Beovica staje entwickelt sich im Abhang unterhalb der Süd- 
abstürze des Kozjak eine Schlucht, die in südöstlicher Richtung gegen 
die Mündung des Smovotales hinabzieht. Der Südwestrand dieser 
Schlucht ist zu einem Grate aufgewölbt. Dieser Grat scheint noch 
dem Nordostflügel der Falte anzugehören, welche sich an die Haupt- 
falte des Ostmosor im Süden anschließt Auf der Ostwand des unteren 
Teiles der Schlucht sind aber schöne Felsbögen sichtbar, welche auf 
antiklinale Schichtstellung hinweisen. (Siehe Taf. III, Prof. V u. VI.) 
Am Nordostsaume der Falte, welcher sich über die ostseitigen 
Gehänge der vorgenannten Schlucht hinzieht, ist jenseits Beovica staje 
kein Alveolinenkalk zu sehen. Ostwärts von Bartic staje sind die 
Flyschmergel, welche den Kern der engen Mulde bilden, die die 
Falte vom großen Faltenzug des Gipfelkammes scheiden, von einem 
Gesteine unterteuft, das äußerlich einem Mergel ähnlich sieht, im 
Bruche aber dem dünnbankigen Foraminiferenkalke gleicht, welcher 
am Südfuße des Gipfelkammes ansteht. Dieses Kalkgestein fällt 40 
bis 45% gegen NO und lagert über Bänken eines Konglomerats, das 
Bruchstücke von Alveolinenkalk enthält und dem Kreidekalke auf- 
ruht. Das Vorkommen von Flyschmergel ist in dieser Gegend aus 
dem Vorhandensein einer Lokva und eines Bunars zu erschließen. In 
anstehenden Partien erscheint er weder hier noch weiter westwärts, 
doch ist es wahrscheinlich, daß auf der ganzen Strecke von Cotic bis 
Barti6 staje ein schmaler Zug von Flysch die Grenze zwischen der 
Hauptfalte und der innersten Vorfalte des Ostmosor markiert. Er ist 
aber oberflächlich in Eluvium umgewandelt und dieses ist mit Kalk- 
schutt, welcher von den Steilabhängen des Mosorkammes stammt, sehr 
stark vermischt, zum Teil ganz damit bedeckt. 
Auf seiner Südwestseite ist der breite Zug von Kreidekalken, 
welcher die Abhänge unterhall, des Südfußes des Kozjak bildet, seiner 
ganzen Länge nach von Konglomeraten und Breccien begleitet. In 
der Gegend Rudina lassen sich diese zum Teil groben und sehr steil 
gestellten Konglomerate an der Nordostwand des Smovotales als ein 


[105] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 319 


langer Felszug verfolgen, welcher sich von dem von kleinen Klippen 
durchspiekten, dahinter ansteigenden Rudistenkalkterrain gut abhebt. 
Am Fuße dieses Felszuges stehen klüftige Mergel an und diesen 
lagern am Rande der schmalen Sohle des Smovotales Flyschgesteine 
vor. Aus steil aufgerichteten Flyschsandsteinen besteht auch der Tal- 
sporn, welcher gegenüber dem Nordfuße der Kuppe Privaj (im 
Makirinakamme) aus der Nordostwand des Smovotales vorspringt. In 
der Wurzelregion dieses Spornes herrscht Flyschmergel vor. Ostwärts 
von diesem isolierten Talsporne ist die den. Konglomeraten vorge- 
lagerte Flyschzone zu einem künstlich terrassierten Kulturgehänge 
umgewandelt. Diese Zone, in welcher Flyschsandsteine zu dominieren 
scheinen, endet gegenüber der schönen Quelle, welche am Nordfuße 
der Bergkuppe Sutina entspringt. Ostwärts von da reichen die Kon- 
glomerate bis zum Fuße des steilen Nordostabhanges des Smovotales 
herab. Sie bilden hier eine ziemlich schmale, vom benachbarten 
Rudistenkalke deutlich abgrenzbare Zone und fallen steil, etwa 60° 
gegen SW ein. 

Etwa 1 km ostwärts von dem unteren Ende der früher erwähnten, 
bei Beovica staje beginnenden Talschlucht keilt der breite, den Süd- 
westfuß des Ostmosor begleitende Aufbruch von Kreidekalken aus. 
Südwestwärts von dem Dörfchen Kocibue kann man in dem keil- 
förmigen Ende des Faltenkernes hemiperiklinale Lagerung von ONO 
über O nach SSO mit gleichzeitiger Zunahme der Neigungswinkel 
von 30 zu 60° feststellen. Die alttertiären Schichten legen sich bogen- 
förmig um diesen Keil herum. Im Scheitel dieses Bogens trifft man 
weiße harte Breccienkalke vom Typus der Jadrobreccien, Breccien 
aus Trümmern von Alveolinenkalk, grobe Konglomerate mit höckeriger 
Oberfläche und sehr scharfkantige, zernagte Felsmassen eines Kalkes, 
welcher Alveolinen, Nummuliten und Orbitoiden enthält. Über den 
Konglomeraten, welche deutlich gegen Ost einfallen, liegen 30° nach 
derselben Richtung hin einfallende Plattenmergel. Aus solchen besteht 
auch die kleine isolierte Felsmasse in den ostwärts anstoßenden Wein- 
gärten. Stellenweise sind auch hier — gleichwie am nordwestlichen 
Faltenende — kleine Partien von verquetschten, klüftigen Mergeln in 
den Foraminiferenkalk hineingepreßt. 

Das Tal des Smovo potok verdankt der Einklemmung von 
Flyschgesteinen zwischen Kalkkonglomeraten seine Entstehung. Der 
Flysch ist aber nicht bloß auf die Talsohle beschränkt. Er bildet 
streckenweise auch die unteren Abhänge zu deren beiden Seiten. Zu 
seiner Linken wird der Smovo potok — wie bereits erwähnt — tal- 
abwärts von der Gegend Rudina von Flyschsandstein besäumt. Zu 
seiner Rechten kommt der Flysch gegenüber von der Schlucht von 
Sv. Arnerio zu größerer Entwicklung und tritt dann streckenweise auch 
am Südwesthange des unteren Smovotales auf. 

In der Anfangsregion des Smovotales sieht man gelblich- bis 
bläulichgrüne Eluvien des Flyschmergels dem Fuße des Nordost- 
gehänges anlagern, welches hier durch eine Felsmauer von Konglo- 
merat gebildet wird. Zur Rechten des obersten Smovo potok hat man 
ein zum Teil mit Schutt bedecktes felsiges Gehänge. Es stehen da 
grobe, Nummuliten führende Breccien und grobknollige Konglomerate 


320 Dr. Fritz v. Kerner. [106] 


an, welche steil gegen WSW zu fallen scheinen. An einer Stelle sieht 
man zu Füßen des rechten Talgehänges mäßig steil gegen WSW 
geneigte Mergelkalke. Von hier bis etwas oberhalb der Einmündung 
der Schlucht von Sv. Arnerio durchzieht das häufig völlig trockene Bett 
des Smovobaches einen schmalen begrasten, zum Teil mit Trümmer- 
werk bestreuten Talboden, der beiderseits von steilen Konglomerat- 
felsmauern eingeschlossen wird. Die rechtseitige Mauer ist gegen die 
groben Konglomerate, welche zur Rechten des Talbeginnes anstehen, 
etwas gegen NO verschoben. Es handelt sich hier um das Ausklingen 
jener Querstörung, welche den Faltenzug der Makirina in der Gegend 
des Rudinasattels durchsetzt und in der auffälligen Verschiebung des 
Makirinakammes in jener Gegend ihren orographischen Ausdruck 
findet. An mehreren Stellen des Talbodens gewahrt man kleine Partien 
eines stark zerquetschten Mergelkalkes. Zu Füßen des rechtseitigen 
Gehänges sind an einigen Punkten braune Flyschsandsteine auf- 
geschlossen. Sie lassen Steilstellung erkennen, sind aber stark zer- 
worfen. 

Etwa 600 m oberhalb der Einmündung der Schlucht von Sv. 
Arnerio tritt auf der Südwestseite des Smovotales der Rand des 
Kalkgebirges einige hundert Meter weit gegen SW zurück, wogegen 
die Talsohle in der bisherigen Richtung weiterstreicht. In den Raum, 
der so zustande kommt, schiebt sich eine Flyschmasse ein. Dieselbe 
besteht aus einem breiten Zuge von braunen Sandsteinen und zwei 
denselben beiderseits begleitende:: Mergelstreifen, von denen der nord- 
östliche wieder von einem Bande von Sandsteinen durchzogen ist, der 
südwestliche hingegen talabwärts auskeilt. Alle Glieder dieses Schicht- 
komplexes befinden sich in sehr steiler bis seigerer Stellung. Durch 
mehrere kleine, dem Smovotale tributäre Gräben wird dieser Flysch- 
komplex in eine Reihe von kurzen Querrücken zerteilt. In dem 
mittleren Sandsteinzuge wechseln härtere und weichere Bänke in 
oftmaliger Wiederholung miteinander ab. Die aufgerichteten Schicht- 
köpfe. der ersteren formieren eine große Zahl von in geringen Ab- 
ständen parallel nebeneinander hinziehenden Reihen von Felszacken 
und Felszinnen, welche sich quer über die eben erwähnten kleinen 
Rücken und quer durch die zwischen ihnen gelegenen Gräben weithin 
verfolgen lassen. Diese Zinnenreihen verleihen der Gegend ein eigen- 
tümliches Aussehen. Stellenweise wird man beim Anblick der teils 
aufrecht stehenden, teils schiefen, teils umgefallenen tafelartigen 
Felsklötze an die Grabsteinreihen in alten orientalischen Friedhöfen 
semahnt. Ebensolche Zacken- und Zinnenreihen beobachtet man in dem 
den nordöstlichen Mergelstreifen durchsetzenden Sandsteinzuge. Manche 
der Sandsteinklötze sind stark ausgenagt und nehmen dann seltsame 
Formen an. Die: klüftigen Mergel heben sich durch lichte Farbe von 
den dunkelbraunen Sandsteinzinnen lebhaft ab, so daß ein Farben- 
kontrast zustande kommt, wie er infolge von Kontakt verschiedener 
Gesteine in solcher Schärfe wohl nur selten in der Natur auftritt. 
Hierzü_gesellt sich noch der Gegensatz der grasigen Flyschregion zu 
(den umgebenden Karstwildnissen. Dies alles wirkt zusammen, um das 
sanz unbewohnte, einsame mittlere Smovotal zu einer der landschaftlich 
merkwürdigsten Gegenden des Mosorgebietes zu gestalten. Der. nord- 


[107] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 321 


östliche, von Sandsteinen durchsetzte Mergelzug formiert die gegen 
den Smovobach vortretenden spornartigen Enden der vorhin genannten 
kleinen Querrücken. Der südwestliche verläuft quer über die Wurzel- 
stücke dieser Rücken. In einem der Gräben dieser Flyschregion be- 
findet sich eine Quelle, welche aus steil gestelltem Flyschsandstein 
hervorkommt. Sie war zur Zeit meines Besuches (im Herbst) versiegt 
und scheint nicht stark zu sein. (Siehe Taf. III, Prof. III.) 

Gegen Nordwest hin schneiden die seigeren Schichten des Flysch- 
komplexes an einer fast meridional verlaufenden Linie haarscharf ab. 
Sie stoßen hier an eine stark zerworfene Masse von Foraminiferen- 
kalk. Etwas unterhalb der Mündung der Schlucht von Sv. Arnerio 
tritt am Fuße des südwestlichen Talgehänges, dessen unterste Zone — 
wie erwähnt — hier von Mergeln gebildet wird, noch einmal ein 
kurzer schmaler Zug von Flyschsandsteinen auf. Dieser Zug, sowie 
die benachbarte Mergelzone tauchen dann bald unter die Eluvien der 
Talsohle hinab und weiter talabwärts herrscht am Südwestabhange 
der Smovo draga die psammitische Fazies des Flysches vor. Gegen- 
über von Rudina erscheint dann noch einmal ein Mergelstreifen, 
welcher sich in jene Mergel fortzusetzen scheint, die an der Wurzel 
des früher erwähnten isolierten linkseitigen Talspornes anstehen. 
Es würde diese letztere Annahme ein das Smovotal schief durchsetzen- 
des lesinisches Streichen zur Voraussetzung haben, wie es als lokale 
Deviation wohl möglich ist. Die Talsohle ist von der Sv. Arnerio- 
schlucht abwärts etwas breiter als zuvor, das Bachbett folgt dem 
Fuße des Südwestgehänges. Entlang der Basis des Nordostabhanges läßt 
sich in diesem Teile der Smovo draga ein schmaler Zug von Platten- 
mergeln, welche jenen von Sitno ähnlich sind, nachweisen. 

Talabwärts vom isolierten Talsporne gegenüber der Kuppe 
Privaj stehen auf der zum Teil gut bewaldeten Südwestseite des 
unteren Smovotales (= Velika studena) nur Flyschsandsteine an. Am 
Fuße des Gehänges tritt etwas Konglomerat zutage. Auf der Nord- 
ostseite der Kuppe Sutina fallen die Sandsteinschichten am Fuße 
des Abhanges 40° steil, weiter oben noch steiler gegen NNO ein. 
Darüber folgt hier eine ziemlich breite Zone von plattigen Mergel- 
kalken. Die Talsohle der Velika studena ist teilweise mit Weingärten 
bedeckt. Im Rinnsale des Baches, das die talauswärts sich verbreiternde 
Talsohle in flachen Windungen durchzieht, stehen stellenweise Flysch- 
sandsteine an. Am Fuße des Südwestgehänges der Velika studena 
befindet sich unterhalb der Sutina eine reiche und sehr schöne Quelle. 

ÖOstwärts von dem Dörfchen Smovo schiebt sich von Norden her 
ein flacher Riegel quer über die Talsohle und drängt das Bachrinnsal 
bis an den Fuß des südwestlichen Talgehänges ab. Die mittleren 
Partien dieses Riegels sind mit Kulturen bedeckt. Sein Endstück, auf 
welchem das Kirchlein Sv. Maria steht, läßt seinen Aufbau aus stark 
geneigten Bänken von Flyschsandstein erkennen. Dieselben liegen 
in der östlichen Fortsetzung jener Sandsteinschichten, welche die 
Abhänge ober der früher erwähnten schönen Quelle aufbauen. Am 
Hügel weiter südostwärts stehen Plattenmergel an, die — wie erwähnt 
— auch weiter westwärts im Liegenden des Flysches auftreten. Die 
enge Schlucht, durch welche sich das schmale Bett der Velika studena 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 42 


399 Dr, Fritz v. Kerner, [108] 


zwischen Sv. Maria und Sv. Jure zwängt, ist schon in den Foraminiferen- 
kalk eingeschnitten, welcher das nächst tiefere Glied in der Schicht- 
reihe der Makirinafalte bildet. 


Ostwärts von dem flachen Riegel, welcher die Sohle der Velika 
studena gegen Ost abgrenzt, befinden sich die ganz mit Kulturen 
bedeckten sanften Abhänge von Gata. Dieselben ziehen sich zunächst 
zum Endstücke der Vorfalte des Kozik und weiter ostwärts direkt 
zum Fuße der Hauptkette des Ostmosor hinan. Beim Abstiege vom 
Raseljkapasse nach Gata trifft man am Fuße der Felsgehänge ober 
Sv. Rok, woselbst in einer ummauerten Höhlung eine kalte Quelle 
aufbricht, bei einem in der Nähe befindlichen Bunar etwas bläulichen 
Flyschlehm und viel Gebirgsschutt:. Am Wege nach Sv. Rok hinab 
folgt ein Gestein, welches aus einer Grundmasse von erhärtetem 
Flyschmergel, in der gerundete Kalkbrocken von sehr wechselnder 
Größe eingebacken sind, besteht. Stellenweise tritt die tonige Grund- 
masse zurück, so daß ein reines Kalkkonglomerat zustande kommt. 
Beim weiteren Abstiege nach Gata passiert man außer engklüftigen 
Mergeln auch Flyschsandsteine und blaugraue Mergelkalke. Am Abhange 
östlich von dem Querriegel, welcher das Tal der Velika studena nach 
unten hin abschließt, entspringen mehrere Quellen, deren Abflüsse 
nach ihrem Eintritt in das Bett der Velika studena die wilde Schlucht 
ober Zaku@ae durchrauschen und alsdann über die hohe Felswand 
niederstürzen, welche unterhalb der Mündung jener Schlucht zur Tal- 
ebene der Cetina abfällt. In den räumlich beschränkten, zwischen 
Konglomeraten und Sandsteinen eingezwängten Mergellagen des Smovo- 
tales sollen sich Kohlenspuren gefunden haben, welche bei den 
Eingebornen den Traum von großen Schätzen dieses Brennstoffes 
erzeugten. 


XV. Die südwestliche Vorkette des östlichen Mosor. 


Die südwestliche Begrenzung der langen Talrinne des Smovo 
potok wird durch den Makirinakamm gebildet, welcher — vom Poljica- 
gebirge abgesehen — die mächtigste und längste Vorkette des Mosor 
darstellt. Dieser Bergkamm wölbt sich schon auf der Südseite des 
Mittelmosor auf und begleitet dann den Ostmosor bis nahe zu dessen 
äußerstem Ende, noch über jene Stelle hinaus, die hier als Ostgrenze 
des Gebirges angenommen wurde. Als Grenze zwischen dem, dem 
Mittelmosor und dem, dem östlichen Mosor zuzurechnenden Abschnitte 
des Makirinakammes ergibt sich naturgemäß der Rudinapaß, an welchem 
eine auffällige Querverschiebung der Kammlinie stattfindet. Auch ost- 
wärts von diesem Passe sind Kalkkonglomerate die am Aufbaue des 
Kammes in erster Linie beteiligten Gesteine. Daneben treten die im 
Mosorgebiete mit den Konglomeraten eng verbundenen Foraminiferen- 
kalke auf. Als Verbindungsglied zu den die Muldenzonen beiderseits 
des Kammes ausfüllenden jüngeren Flyschgesteinen erscheint auch 
hier ein lichtgelber, etwas mergeliger Plattenkalk. Außerdem gibt es 
im Bereiche des Makirinakammes Zonen, in welchen ein ganz homogen 
erscheinender weißer Kalk zutage tritt. Man wäre wohl geneigt, in 


[109] Geologische Beschreibung der. Mosor planina. 323 


diesem Gesteine doch ein festgefügtes klastisches Gebilde aus litho- 
logisch durchwegs gleichartigem Material zu vermuten. Im Falle, daß 
es sich um ein Hervorkommen des Rudistenkalkes handelt, muß man 
zur Annahme tektonischer Störungen seine Zuflucht nehmen. 

Die Terrasse, welche dem Nordfuße der Makirina vorliegt und 
zum Anfangsstück des Smovo potok abfällt, reicht südostwärts bis in 
die Gegend gegenüber von der Schlucht von Sv. Arnerio, In dem süd- 
ostwärts vom Rudinasattel gelegenen Teile jener Terrasse trifft man 
viele einander parallele mauerähnliche Felszüge, welche aus steil, 
55—-60% gegen ONO einfallenden Kalkbänken bestehen. Die mehr 
gegen den Smovo potok zu gelegenen Felsen enthalten eozäne Fora- 
miniferen, die mehr dem Fuße des Bergkammes hin genäherten haben 
das Aussehen des Rudistenkalkes, Eine scharfe Grenze ist bei der 
vorhandenen Fossilarmut und dem Mangel auffälliger lithologischer 
Unterschiede nicht zu ziehen. Im Foraminiferenkalke wechseln felsige 
Zonen und solche, in welchen das Gestein in kleine plattige Stückchen 
zerfallen ist, miteinander ab. Plättehenzonen sind besonders im Terrain 
nordwestwärts von dem früher beschriebenen Flyschkomplex zur 
Rechten des mittleren Smovobaches zu bemerken. Die Konglomerate, 
welehe die Kuppe östlich vom Rudinapasse aufbauen (623 m), liegen 
auf der Höhe derselben ziemlich flach, biegen sich dann am Nordost- 
gehänge sukzessive stärker hinab und scheinen unter die steil gegen NO 
geneigten homogenen weißen Kalke am Fuße der Kuppe einzufallen, 
Ganz dasselbe ungewohnte Lagerungsverhältnis bekommt man weiter 
südostwärts, in der Gegend Brni6 zu Gesichte. Auch hier hat man den 
Eindruck, daß die weißen Kreidekalke mit nordöstlicher Fallrichtung 
den gleichfalls gegen NO geneigten Konglomeraten aufliegen. Ost- 
wärts von der Kuppe ober Osi6 keilt der Zug der weißen Kalke am 
Nordabhang des Makirinakammes aus. (Siehe Taf. III, Prof. II u. III.) 

Auf der Nordseite des Sattels, welcher zwischen der eben er- 
wähnten Kuppe (566 m) und der Kuppe Privaj (559 m) gelegen ist, 
beobachtet man folgenden Befund: Zunächst ober dem Flyschkomplex, 
welcher den untersten Teil der Südwestflanke des mittleren Smovo- 
tales aufbaut, grobes Konglomerat, dann ein Kalk mit Alveolinen, 
Nummuliten und Orbitoiden. Oberhalb dieses Kalkes stehen Konglo- 
merate an, dann folgt eine schmale Wiesenterrasse mit einigen kleinen 
Partien von schiefrigem, verquetschtem Mergel. Die Konglomerate, 
welche den Rand dieser Terrasse begleiten, zum Teil in sie eingreifen, 
dürften steil gestellt sein. Die Mergel bilden nur eine schmale Linse 
und keilen bald gegen NW und gegen SO hin aus. In der Richtung 
gegen das südöstliche Ende dieser Mergellinse scheinen die Konglo- 
merate eine kleine Auffaltung zu bilden und gegen die Mergel süd- 
westwärts einzufallen. Auf ihrer Südwestseite wird die Terrasse von 
einer Kalkbank mit kleinen Alveolinen begrenzt. Beim weiteren Auf- 
stiege überquert man eine Folge von ebenflächigen, scharfkantigen 
Schichtköpfen eines gut gebankten fossilarmen Foraminiferenkalkes, 
Das Einfallen ist hier 50—60° NO. Stellenweise stehen die Schicht- 
köpfe fast seiger. Nach oben hin schalten sich diesem Foraminiferen- 
kalke konglomeratische Zwischenlagen ein. Der oberste Teil des Ab- 
hanges baut sich dann ganz aus Konglomeraten auf. Dieselben fallen 

42* 


- 


324 Dr. Fritz v. Kerner. [110] 


zunächst 50—60° steil nach NO ein, um in der Region des Sattels 
völlig flache Lagerung zu zeigen. (Siehe Taf Il], Prof. IV.) 

Etwas weiter ostwärts, gegenüber der Gegend Rudina, schieben 
sich zwischen den Flyschsandstein und den Foraminiferenkalk nicht 
grobe, sondern sehr feinkörnige Konglomerate mit kleinen Horn- 
steinchen ein. 

In der Gegend der Bergkuppe Privaj (559 m) und auf dem 
Sattel östlich von derselben trifft man wieder homogenen weißen Kalk. 
Die Lagerung desselben ist unklar, vielleicht mäßig steiles Fallen 
gegen NO. . Am Südrande der Rückenfläche des Bergzuges stehen 
Konglomerate an, die sich steil gegen SW hinabbiegen. Der Nordost- 
abhang des Privaj besteht aus Foraminiferenkalk. Der obere Teil 
dieses Abhanges ist felsig und mit vielen großen eckigen Trümmern 
und Platten bestreut. Zwischen diesem Kalke und den Flyschsand- 
steinen, welche den untersten Gehängeteil aufbauen, verläuft. auch 
hier ein Konglomeratzug. Das Einfallen des Foraminiferenkalkes ober- 
halb desselben ist 50 - 60° NO. Auf der Nordseite der Sutina ist 
oberhalb der Flyschsandsteine eine ziemlich breite Zone von Platten- 
kalk vorhanden, dann folgt eine felsige Zone von steil gegen NO 
einfallendem Foraminiferenkalk. Oben am Rücken stößt man auf flach 
liegende Kalkkonglomerate, auf der Südseite der Kuppe sind Kon- 
glomerate, homogener Rudistenkalk und Foraminiferenkalk zu kon- 
statieren. (Siehe Taf. III, Prof. V u. VI.) 

Ostwärts von der Sutina befindet sich eine Kuppe, jenseits 
welcher der Makirinakamm mit verminderter Höhe weiterstreicht, um 
alsbald einen raschen Abfall zu einer zweiten noch niedrigeren Kamm- 
fortsetzung zu erleiden. An diesem Abfall, welcher einen Querschnitt 
durch die Gipfelregion des Kammes repräsentiert, sind grobe Kon- 
glomerate. aufgeschlossen. Der unterhalb dieses Steilabfalles gegen 
OSO weiter streichende Rücken erfährt nach kurzem Verlaufe eine 
Durchschneidung durch die tiefe Schlucht, durch welche die. auf 
seiner Nordseite sich sammelnden Gewässer zur Cetina gelangen. 
Diese schon bei früherer Gelegenheit erwähnte Schlucht ober Zakucac 
ergibt sich als naturgemäße Ostgrenze der südlichen. Vorkette des 
Ostmosor, sofern man als östliches Ende der Hauptkette desselben 
den Paß von RaSeljka annimmt. Im Bereiche dieses abgeflachten End- 
stückes des Makirinakammes ist domförmige Faltenstruktur gut er- 
kennbar. Am Nordabhange, über welchen die von Gata kommende 
Straße in Serpentinen ansteigt, fallen die Schichten 40—42°% gegen 
NNO bis NO ein. Dann nehmen sie auf der Rückenfläche des Berg- 
zuges eine völlig flache Lage an, um sich dann am Rande des 
schroffen Südabfalles steil gegen SSW hinabzubiegen. . Die. Gesteine, 
welche am Aufbaue des östlichen Endstückes des Makirinakammes 
Anteil nehmen, sind teils sehr feste, dem Gesteine am Jadroursprung 
ähnliche lichte Breccien, teils körnige Kalke mit Milioliden, Alveolinen 
und kleinen Nummulinen. Eine kartographische Trennung von Kalk 
und Breccie ist hier, wie auch. an vielen anderen ‚Orten. im Mosor- 
gebiete, nur schwer möglich. 

Das auf. der Nordseite des Makirinakammes zu.  beobachtende 
Auftreten einer Zone von steil gegen N einfallendem Rudistenkalke 


[111] Geologische Beschreibung. der Mosor planina. 325 


zwischen analog gelagertem eozänen Foraminiferenkalk und. Konglo- 
merat ist eine eigentümliche Erscheinung. Es ist wohl möglich, Erklä- 
rungen dafür zu geben, doch sind dieselben insofern unbefriedigend, 
als sie die Annahme von tektonischen Verhältnissen bedingen, welche 
in der Vorfaltenregion des Mosor sonst nicht vorkommen und man 
gerade hier zur Supponierung von Ausnahmszuständen um so weniger 
seine Zuflucht nehmen möchte, als man den Eindruck gewinnt, daß 
das Mosorgebiet nach einem einheitlichen Bauplan geschaffen wurde. 

Man könnte den Kreidekalkzug zur .:Rechten des oberen Smovo- 
tales als einen steilen schiefen Faltenaufbruch ansehen. Zu dieser 
Annahme paßt es aber nicht, daß zu beiden Seiten jenes Zuges ver- 
schiedene eozäne Gesteine anstehen. Bei der innigen Verbindung, in 
welcher der Foraminiferenkalk des Mosor und die Mosorkonglomerate 
auftreten, ist es wohl leicht denkbar, daß sich dieselben gelegentlich 
an den Flanken eines Kreidekalkaufbruches lokal vertreten.. Als 
regionale Erscheinung ist aber eine solche Vertretung dennoch un- 
wahrscheinlich. Noch mehr spricht aber die — soweit das Karrenrelief 
die Lagerung feststellen läßt — sichtbare Isoklinie des Kreidekalk- 
zuges gegen dessen Auffassung als Falte. Für die anderen Kreidekalk- 
aufbrüche auf der Südseite des Mosor ist das Vorbandensein von 
steilen Bogenantiklinalen charakteristisch; daß gerade eine von diesen 
Falten des. Mosor im Gegensatze zu den anderen so weit unter ihre 
Scheitelregion hinab denudiert sein sollte, daß nicht einmal mehr 
eine Andeutung von Dachstruktur vorhanden ist, erscheint schwer 
glaublich. 

Eine zweite Annahme wäre die einer steilen Überschiebung 
des Kreidekalkes auf die Konglomerate. Die am benachbarten Süd- 
abfalle des Makirinakammes vorhandene Überlagerung des Flysches 
durch die Mosorbreceien und Konglomerate ist allerdings: als eine 
Faltenverwerfung aufzufassen, da an dem gleich darunter befindlichen 
Abhange der Flysch von den Konglomeraten durch eine breite Zone 
von Plattenmergeln getrennt ist. Mit der Annahme einer vereinzelten 
Überschiebung von Rudistenkalk auf Mosorkonglomerate wird man 
sich aber inmitten eines Gebietes mit durchwegs nach demselben Typus 
gebauten sehr steilen, von Konglomeratmänteln umgebenen Kreidekalk- 
falten nicht gern befreunden. 

Es bliebe noch die Supponierung eines großen Bruches mit tiefer 
Absenkung der Achsenregion der Falte entlang dem stehen gebliebenen 
Nordflügel derselben. Mag man sich auch zu dieser Erklärungsweise 
nicht gern bekennen, da den anderen Vorfalten des Mosor derartige 
große Störungen ganz fremd sind, so wird man ‚anderseits doch zu- 
geben müssen, daß dort, wo ein von der Norm abweichender Befund 
vorliegt, auch die Annahme einer ungewöhnlichen Ursache zulässig ist. 

Betrachtet man den Verlauf der Faltenzüge im mittleren Ab- 
schnitte des Mosor, so sieht man, daß dieselben alle eine ungefähr 
dinarische Richtung einhalten. mit Ausnahme des Poljicakammes; 
welcher. in der Region .der Grajenica von:der eben genannten Richtung 
etwas gegen S abweicht, ober Jesenice sich aber gegen OSO kehrt. 
Er: bildet: demnach einen gegen NO. offenen «flachen Bogen - und. es 
kommt .so eine Ausweitung. des Raumes zwischen "der. 'Küstenkette 


396 Dr. Fritz v. Kerner. _ [112] 


und dem Hauptgebirge zustande. Es ist nun naheliegend, daß dem 
Wechsel in der Breite des Raumes zwischen Vor- und Hauptgebirge 
auch eine Verschiedenheit im tektonischen Verhalten der zwischen 
beiden gelagerten Schichtmasse entspricht. Es wird diese Masse in 
ihren beiden Seitenteilen, welche sich in einem schmäleren Raume 
zurecht finden müssen, viel stärker zusammengepreßt sein als in 
ihrem Mittelstücke, welchem ein breiterer Raum zu seiner Entfaltung 
zur Verfügung steht. Im nordwestlichen Teile der zwischen Vor- und 
Hauptgebirge gelagerten Schichtmasse sieht man in der Tat den 
steilen Kamm der Sridivica sich aufwölben. Da wäre es wohl denkbar, 
daß die relative Dilatation im Mittelstücke der Schichtmasse zu einem 
Längsrisse in demselben mit nachfolgendem Absinken des meerwärts 
gelegenen Streifens geführt hat. Der Kreidekalkzug auf der Nord- 
ostseite des Makirinakammes liegt in der Tat der Scheitelregion des 
gegen NO konkaven Bogens des Poljicakammes gegenüber. 

Die Auffassung der weißen Kalke auf der Nordostseite des 
Makirinakammes als sehr kompakte klastische Gebilde aus durchwegs 
sleichartigem Kalkmaterial würde zwar die Annahme tektonischer 
Störungen überflüssig machen, ist aber auch nicht zulässig. Als lokale 
Vorkommnissestrifft man allerdings nicht selten homogene Kalke inner- 
halb der Breccienzonen; daß man daselbst beim Anschlagen einer 
Felsecke eine Bruchfläche von homogenem Kalk erhält, ist sogar 
recht häufig und bei einer aus großen Trümmern zusammengefügten 
Breccie leicht begreiflich. Dagegen wäre es sehr unwahrscheinlich, 
daß innerhalb einer Breccienzone in weitem Umkreise die Kontakt- 
flächen ihrer Bestandteile mit den jetzt die Breceienbänke durch- 
setzenden Sprüngen und Klüften stets zusammenfallen sollten, so daß 
man nie geschlossene und stets nur klaffende Trennungslinien im 
Gesteine zu Gesicht bekäme und der Eindruck eines homogenen Kalkes 
vorgetäuscht würde. / 

Würde man die Möglichkeit des Vorkommens solcher pseudo- 
homogener Kalke als regionalen Befund zugeben, so wäre damit im 
Mosorgebiete überhaupt jede Unterscheidung zwischen ursprünglichen 
kretazischen Kalkmassen und durch Zertrümmerung derselben und 
nachträgliche feste Wiederverkittung ihrer Trümmer entstandenen 
Felsmassen illusorisch und der geologischen Kartographie der Boden 
ganz entzogen. 

Südwestwärts fällt die Gipfelregion des Makirinakammes steil 
zu den Berglehnen ab, welche sich gegen das obere Zernovnicatal 
und gegen die Talschlucht von Pod Bila hinabsenken. Dieser Steil- 
abfall entspricht einer raschen Hinabbiegung der am Kamme oben 
ziemlich flach gelagerten Konglomerate gegen SW. Unterhalb dieser 
Schichten stehen Flyschsandsteine an. Dieselben fallen an der Grenze 
gegen die Konglomerate und Breccien steil unter diese gegen NO 
ein. An dem mit vielem Schutt bedeckten Südwestabhange der Kuppe 
östlich vom Rudinapasse und auch unterhalb des Sattels nordwärts 
von Petridevid ist man zu der Annahme geneigt, daß sich die Breccien- 
bänke an der Flyschgrenze gegen NO, umbiegen und somit eine. kon- 
kordante Unterlagerung derselben durch die Flyschsandsteine statt- 
findet. Das Oberflächenbild zeigt allerdings ein Aneinanderstoßen steil 


[113] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 327 


gegen SW geneigter Breccienfelsflächen und steil gegen NO einfallen- 
der Sandsteinschichten. Oberhalb der Hütten von Osic bilden die jälı 
zur Tiefe gehenden Konglomeratbänke eine schroffe Felswand. Östlich 
von Sv. Kata ist eine der teils steil gegen SW fallenden, teils seigeren, 
teils überkippten Bänke von der Masse der anderen losgelöst und bildet 
mehrere bizarre Klippen, die durch eine breite Kluft von dem steilen 
Felshange getrennt sind. An der Basis desselben stehen hier Gesteine 
vom Typus der Jadrobreccien an, weiter aufwärts trifft man auch hier 
Breccien und Konglomerate aus verschieden gefärbten Stücken. Bei 
dem weiter südostwärts unterhalb der Kuppe Privaj gelegenen Kapell- 
chen Sv. Maria ist die Grenze zwischen den Konglomeraten und den 
Flyschsandsteinen großenteils durch Schutt verdeckt. 

Das Gehänge, welches sich vom Fuße des im vorigen bespro- 
chenen Steilabfalles zur flachen Rinne des oberen Zernovnicatales 
und zur tiefen Furche des Pod Bila niedersenkt, wird durch ein Ge- 
wölbe von Flysch gebildet, in dessen Achse streckenweise Plattenkalk 
und Kalkkonglomerat zutage treten. Zur Linken des obersten Zernov- 
nicatales zieht sich die östliche Fortsetzung jenes Zuges von Konglo- 
meraten hin, welcher dem Südabhange der Makirina folgt. Derselbe 
ist zu beiden Seiten von Plattenkalkzonen eingesäumt. Die obere, 

nordöstliche, dieser beiden Zonen bildet das Liegende jener Flysch- 
 sandsteine, welche von den Konglomeraten des Makirinakammes über- 
schoben sind. In dieser oberen Zone von gut gebankten, hornstein- 
führenden, teilweise etwas mergeligen Plattenkalken konstatiert man 
ein Einfallen von 35—40° gegen ONO; darunter folgt zunächst ein 
schmaler Zug von Foraminiferenkalk, der etwas steiler 40 —-45° nach 
derselben Richtung hin einfällt. Die Beschaffenheit der Konglomerate 
und die Art ihrer Verbindung mit den Plattenmergeln läßt sich an 
den Straßenserpentinen unterhalb des. Rudinasattels gut studieren. 
Man sieht hier den hornsteinführenden Plattenkalk allmälig in den 
Foraminiferenkalk übergehen, welch’ letzterer im Bruche stellen- 
weise ganz das Aussehen von weißem Rudistenkalke hat. Dieser 
Foraminiferenkalk ist reich an grau ausgewitterten Nummuliten und 
weißen Durchschnitten von Alveolinen und geht durch Beimischung 
von Gesteinsbrocken direkt in eine grobe Breceie über. Die Gesteine, 
welche an der Zusammensetzung derselben Anteil nehmen, sind weißer, 
rudistenreicher, körniger Kalk, weißer, blaßgrauer und bräunlichgrauer 
dichter Kalk ohne Fossilien, ferner Alveolinenkalk (selten) und Horn- 
stein. Die einzelnen Gesteinsfragmente sind haselnuß- bis faustgroß, 
meist sehr fest und ohne Bindemittel zusammengebacken und großen- 
teils nur wenig abgerundet, so daß man hier im allgemeinen eher 
von einer Breccie als von einem Konglomerat sprechen kann. An 
anderen Punkten überwiegen dagegen abgerollte Stücke. Das Einfallen 
ist im Bereiche der Straßenserpentinen sehr steil gegen SSW. Höher 
oben dürfte nordöstliches Fallen vorhanden sein. (Siehe Taf. III, Prof. II.) 

Die schmale Terrasse, welche ostwärts vom Rudinapasse das 
Südwestgehänge des Makirinakammes unterbricht, liegt schon im Be- 
reiche der Kernschichten des Faltenzuges, wogegen die bedeutend 
höher gelegene Terrainstufe westwärts vom Rudinasattel noch von 
Plattenkalken des Nordostflügels gebildet wird. ÖOstwärts von der 


328 Dr. Fritz v. Kerner. [114] 


ersteren Terrasse wird das Gehänge von einem Graben quer durch- 
furcht, in dessen unterem Teile die Quelle Rastita voda gelegen ist. 
Eine. kurze Strecke weiter ostwärts keilt der Konglomeratzug aus: 
Anden Wänden des schluchtartigen Grabenstückes, welches. in die 
Konglomerate eingeschnitten ist, läßt sich die Struktur des Faltenkernes 
nicht sehr klar erkennen; dagegen ist höher oben im östlichen Teile 
der Terrasse gut zu sehen, wie sich die vorerst mäßig steil gegen ONO 
geneigten Konglomeratbänke gegen SO drehen und dann steil gegen SSO 
hinabbiegen. Sehr schön ist die hemiperiklinale Lagerung im östlichen 
Halbumkreise des zur Tiefe tauchenden Faltenkernes zu erkenner, da 
sein Mantel aus sehr gut geschichteten Gesteinen besteht. Nordostwärts 
von dem Ende des Konglomeratfelszuges fallen die hornsteinführenden 
Plattenkalke 15° NO, weiter ostwärts 10° O; dann sieht man in der 
Achsenregion der Falte die Fallrichtung der Plattenkalke in eine süd- 
östliche bis südliche übergehen und gleichzeitig die Einfallswinkel sehr 
rasch wachsen, so daß im südwestlichen Flügel östlich von der Quelle 
Rastita voda schon seiger stehende Mergelkalke angetroffen werden. 

Der den plattigen Mergelkalk umhüllende Flysch erfährt eine 

ähnliche Drehung seiner Einfallsrichtung und Zunahme ‚seiner Fall- 
winkel, doch sind diese Veränderungen bei ihm weniger gut verfolg- 
bar, da das Flyschterrain zum Teil in Kulturland umgewandelt ist. 
Von der das Zernovnicatal durchziehenden Straße aus hat man in der 
Richtung gegen Nord ein äußerst instruktives tektonisches Landschafts- 
bild vor sich. Das zungenförmige Ende des konglomeratischen Falten- 
kernes hebt sich scharf als grauer Felszug von einer ihn umgreifenden 
U-förmigen felslosen Zone ab, die durch lichtgelbliche Farbe gegen 
die. umgebenden bräunlichen Flyschabhänge kontrastiert. In der Höhe 
oben erblickt man noch den Felszug der Konglomerate, welche die 
Gipfelregion des Makirinakammes aufbauen. 
Die schon erwähnte Quelle Rastita voda tritt nahe unterhalb 
der Grenze der Plattenkalke gegen die Flyschschichten im seiger 
stehenden Südwestflügel des im vorigen besprochenen Faltenzuges 
hervor. Gleich oberhalb der Quelle zieht eine Konglomeratbank durch. 
Es handelt sich hier um aufsteigendes Grundwasser, das in einem 
kleinen ummauerten Becken gefaßt wird. In der Umgebung dieser 
Quelle und zu beiden Seiten ihres Abflusses steht eine Anzahl hoher 
Pappelbäume. Im nordöstlichen Faltenflügel bricht an der Grenze 
zwischen Plattenkalk und Flyschmergel auch eine Quelle auf. Sie 
befindet sich nordwestwärts von PetriGevic unterhalb der Einsattlung 
von Brnic und ist gleichfalls ummauert. 

In dem Flyschgebiete südostwärts von der eben beschriebenen 
Aufbruchsfalte tritt an mehreren Stellen Quellwasser zutage. Bei dem 
Kirchlein Sv. Kata kommt eine Quelle unter großen, vom Makirina- 
kamme. abgestürzten Kalkblöcken aus steil gestelltem Flysch hervor. 
Ein kleines Quellbecken, Vrelo Golubanac, liegt etwas weiter unten 
am Gehänge. Am Wege, der von Sv. Kata gegen SO zur Straße, 
welche von Srinjine nach Gata führt, hinabzieht, befindet sich ein 
Brünnlein, das — ausgenommen die sommerliche Dürreperiode — 
ziemlich reichlich zu fließen scheint. Das Wasser kommt auch hier 
aus steil gegen NNO.einfallenden bis seiger stehenden Flyschschichten 


[115] Geologische Beschreibung der. Mosor planina. 329 


und hat eine steinerne Auslaufrinne. Alle diese Quellen dürften in 
zerklüfteten Sandsteinzonen zwischen undurchlässigen Mergelwänden 
aufsteigen. 

Auf der Südwestseite der Kuppe Privaj taucht innerhalb der 
Flyschgesteine, welche kurz zuvor, unterhalb der Hütten von Za Stine, 
noch den ganzen Abhang aufbauen, wieder hornsteinführender Platten- 
kalk hervor, erst als schmale Linse, dann als ein sich rasch ver- 
breiternder Gesteinszug. Die obere Grenze dieses Zuges reicht bis 
nahe an die Konglomerate der Gipfelregion hinau, so daß die von 
denselben überschobene Flyschzone eine sehr starke Verschmälerung 
erleidet. Zu Füßen des Sattels, östlich von der Kuppe Privaj, beginnen 
die Plattenkalke schon bei der kleinen Kapelle Sv. Maria, die nur 
durch eine schmale Schuttzone von den Konglomeraten der Gipfel- 
region getrennt ist. Die Plattenmergel fallen hier zunächst bergabwärts 
von dem Kirchlein deutlich mittelsteil gegen NO ein; weiter unten 
stellen sie sich völlig auf. Die Grenze gegen den Flysch im südwest- 
lichen Faltenflügel wird durch eine mächtige Konglomeratbank gebildet, 
welche ein kleines Felswändchen formiert. (Siehe Taf. III, Prof. V.) 

Eiwa 1 km südostwärts von der Stelle, an welcher im Flysch- 
gehänge unterhalb der Kuppe Privaj der Plattenkalk auftaucht, treten 
in dem ziemlich breiten Zuge desselben die nächst älteren Glieder 
der tertiären Schichtreihe des Mosor, Foraminiferenkalk und Kalk- 
konglomerat zutage. Die Aufbruchszone dieser innig miteinander ver- 
bundenen Gesteine läßt sich längs der Südabhänge des östlichsten 
Makirinakammes bis zu dessen Ende hin verfolgen. Die Zone bleibt 
stets beiderseits von Plattenkalken besäumt. Am Südabhang der Kuppe 
Sutina folgt unterhalb der Kalkfelsen, welche die Gipfelregion auf- 
bauen, zunächst nicht Flysch, sondern eine schmale Zone von plattigen, 
steil gegen NO einfallenden Mergelkalken, dann Flyschsandstein, dann 
eine Konglomeratbank und alsdann die breitere Zone der den Nord- 
ostflügel des Konglomerataufbruches bildenden Mergelkalke. Unter- 
halb des Felszuges der Konglomerate und Foraminiferenkalke folgt 
wieder Plattenkalk und Flyschsandstein, welch’ letzterer 60° NO fällt. 
@uehe: Taf. TIL, Prof.’ Vl.) 

Entlang der Straße von Srinjine nach Gata, welche den Südabhang 
der Sutina schief durchschneidet, beobachtet man in der Richtung 
gegen Ost zwischen den beiden Konglomeratzonen, jener am Abhange 
und jener in der Kammregion, das folgende Profil: Zunächst sieht man 
sehr schön in dünne Bänke abgesonderten Plattenkalk, der 45° NO 
fällt. Hieran schließt sich ein Weingarten, dessen Boden aus Flysch- 
eluvien besteht, dann folgen ein Konglomeratzug, Flysch und junge 
Breccien, dann wieder 60° NO fallender mergeliger Plattenkalk mit 
Hornsteinen und endlich ein sehr grober Nummuliten- und Alveolinen- 
kalk, der rasch eine konglomeratische Beschaffenheit annimmt. 

Östwärts von der Straße senkt sich das Terrain zur Ebene der 
Cetina hinab und endet dort mit einem breiten Vorsprunge, der sich 
zwischen die nördliche Ausbuchtung der Cetinaebene bei Zakucae und 
zwischen die breite tiefe Talschlucht unter Naklice vorschiebt, welche 
von der Cetinaebene gegen WNW in das Gebirge eindringt. Die Auf- 
bruchszone der Konglomerate unterhalb der Sutina bildet hoch ober 

Jahrbuch d. k. k. gcol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. IIeft. (F. v. Kerner.) 43 


330 Dr. Fritz v. Kerner. [116] 


dieser Schlucht noch einen felsigen Vorkopf und senkt sich dann 
gegen OSO hinab, um oberhalb des Friedhofkirchleins von Setiste zu 
enden. Die Sandsteinbänke in der Flyschzone nordwärts von diesem 
Konglomeratzuge liegen unterhalb der Straße ziemlich flach. Am Wege 
von der Straße zum Rande der Cetinaebene hinab trifft man sehr 
viel Schutt, zum Teil ist der Untergrund auch durch Gestrüpp und 
Weingärten verdeckt. Man passiert einige Bänke von Flyschsandstein, 
die 40—45° gegen NNO fallen, und Bänke von weißen Breccien und 
körnigen lichten Kalken, die dem Flyschkomplex eingelagert sind. 
Auf der Südwestseite des Konglomerataufbruches läßt sich die Zone 
der lichten Plattenkalke am steilen Nordostabhang der Schlucht unter 
Naklice bis über den früher erwähnten Felskopf hinaus gegen SO 
verfolgen. 

Wegen der Mangelhaftigkeit der Aufschlüsse am Steilabhange 
westlich von der Schlucht von Zakuöac soll hier noch jener Befund 
Erwähnung finden, welcher sich beim Aufstiege nach Gata ostwärts 
von jener Schlucht darbietet, obwohl dieser Weg schon außerhalb 
des hier dem Mosor zugerechneten Gebietes liegt. An diesem Wege 
trifft man zunächst Schutt, dann aus demselben hervorkommende Ge- 
steine der Flyschformation und dann lichtgelben Mergelkalk, welcher 
reich an Hornsteinknollen ist und sehr steil gegen das Üetinatal ein- 
fällt. Derselbe geht allmälig in einen härtereu reineren Kalkstein 
über, welcher Milioliden und Nummuliten führt. Beim weiteren Auf- 
stieg folgen wieder mehr fossilfreie Kalkzonen, dann ein grobes, aus 
völlig abgerundeten Rollstücken bestehendes Konglomerat, dann 
Alveolinenkalk und endlich mehr  verfestigte Konglomerate und 
Breccien aus kleineren Gesteinsfragmenten. Das Einfallen ist, soweit 
der Steilhang reicht, sehr steil talwärts; am Rücken oben tritt dann 
alsbald flache Lagerung ein. Am Abhang gegen Gata zu sind die 
Breccien und Konglomerate sanft gegen NO geneigt und werden 
weiter talabwärts von hornsteinführenden Plattenmergeln überlagert, 
die gleichfalls sanft nach derselben Richtung hin einfallen. 

Die tiefe Einsenkung, welche den Ostmosor vom Poljieagebirge 
scheidet, setzt sich aus zwei durch einen Rücken getrennten Tal- 
furchen zusammen: aus dem obersten Abschnitte des Tales der Zer- 
novnica oder des Veliki potok, welcher nordwestwärts dem Stobrec 
potok zuströmt und mit diesem vereint vor dem Nordwestende des 
Poljicakammes zwischen Stobrec und Strossanac das Meer erreicht, 
und aus dem Tale der Bila, welche südostwärts fließt und sich am 
Südostende des Poljicakammes bei Almissa dicht vor der Mündung 
der Cetina in diesen Fluß ergießt. Bezüglich der Gestaltung der 
beiden soeben genannten Täler ist erwähnenswert, daß ersteres auf 
seiner Nordostseite ein einförmiges Gehänge, auf seiner Südwestseite 
ein durch tiefe Seitengräben in Querrücken zerschnittenes Gehänge 
aufweist, das letztere dagegen einen ungegliederten Südwesthang und 
einen von Querschluchten durchfurchten Nordosthang besitzt. Der die 
beiden Täler scheidende Bergrücken vermittelt die Verbindung 
zwischen den Querrücken auf der Südwestseite des Zernovnicatales 
und den Quervorsprüngen auf der Nordostseite des Bilatales, woraus 
erhellt, daß letzteres nicht in der Fortsetzung des Zernovnicatales 


[117] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 331 


liegt, sondern gegen dessen südöstliche Verlängerungslinie gegen SW 
verschoben ist, 

Die Abhänge, welche sich unterhalb des bei Rastita voda aus- 
keilenden Konglomerataufbruches gegen den Veliki potok nieder- 
senken, sind größtenteils mit Weingärten bedeckt, so daß man nur 
einen mangelhaften Aufschluß über die geologische Beschaffenheit 
ihres Untergrundes erhält. Einen guten, wenn auch zur Streichungs- 
richtung schiefen Durchschnitt durch die Flyschmasse, welche diese 
Abhänge aufbaut, gewinnt man aber längs der Straße von Srinjine 
nach Gata, dort, wo dieselbe — nachdem sie den Anfangspunkt des 
Zernovnicatales erreicht hat — dem nördlichen Wurzelgraben dieses 
Tales folgt. Man beobachtet dort am Nordabhang des Rückens Gajne, 
welcher die beiden Wurzeln des eben genannten Tales trennt, längs 
der von WSW gegen ONO gerichteten Strecke des Straßenzuges steil 
gegen NNO geneigte Flyschmergel. Längs der von WNW gegen OSO 
gerichteten Straßenstrecke stehen Flyschmergel in Wechsellagerung 
mit durchschnittlich etwa !/; m dicken Bänken von braunem Kalk- 
sandsteine an, welche teils steil gegen NNO einfallen, teils seiger 
stehen, teils steil gegen SSW geneist sind. Der Untergrund des 
Abhanges zur Rechten des Veliki potok entspricht demnach einer 
sehr stark zusammengepreßten steilen Flyschmulde. Steil gestellten 
Flysch beobachtet man auch stellenweise an den Seitenwänden der 
tiefen Einrisse, von welchen die Nordostseite des oberen Bilatales 
durchfureht ist. Die Rückenflächen der zwischen diesen Einrissen 
gelegenen Terrainvorsprünge sind größtenteils mit Kulturen bedeckt, 
In weitem Umfange ist aber dann der Flysch an der Rückwand der 
breiten Schlucht unter Naklice entblößt. Dieselbe ist der großartigste 
Flyschaufriß der ganzen Gegend. Die Schichten fallen hier steil gegen 
NNO. Zur Linken des unteren Bilatales kann man westwärts von 
Naklice dieselbe Einfallsrichtung bei etwas weniger steiler Neigung 
feststellen. 

Zwischen der vorgenannten breiten Schlucht und der schmalen 
Felsspalte, zu welcher sich der unterste Teil des Bilatales verengt, 
erhebt sich eine Felsmasse, die fast ringsum mit steilen Wänden 
abstürzt und eine breite völlig ebene Rückenfläche hat. Mit dem westlich 
benachbarten Terrain hängt sie durch einen schmalen Kamm zusammen, 
auf welchem die Kirche von Naklice steht. Diese Felsmasse bildet 
im Vereine mit den westlich von dem Bilabache gelegenen, ihr ähnlich 
gestalteten Felsspornen, in welche der Poljicakamm ausläuft, eine 
morphologische Eigentümlichkeit der Gegend von Almissa. Von diesem 
Städtchen aus gesehen, welches den Schmalseiten jener Felssporne 
gegenüber liegt, erscheinen dieselben als steil aufragende Felstürme. 
Mehr von der Seite aus betrachtet, nehmen sie die Form von schroffen 
Graten an; den Besitz von völlig ebenen Rückenflächen lassen sie 
aber bei dem Anblicke aus der Tiefe nirgends ahnen, 

Auf der Rückenfläche des Tafelberges nordwärts von der Bila 
trifft man Gesteine von deutlicher Konglomeratstruktur. Die lokal 
vielfach gestörten Lagerungsverhältnisse derselben lassen vermuten, 
daß ein Faltenaufbruch mit Hemiperiklinie von N bis W vorhanden 
ist. Die zur engen Schlucht der Bila jäh abstürzenden Felswände 

45* 


339 Dr. Fritz -v. Kerner. ; ; [118] 


bestehen aus sehr steil bis seiger stehenden Konglomerat- und Breccien- 
bänken. Am Nordabfalle des Tafelberges fallen die Konglomerate 
steil gegen NNO und bilden hier das Liegende der Flyschmassen, 
welche die Rückwand der früher erwähnten breiten Schlucht unter 
Naklice aufbauen. An der Grenze zwischen den Konglomeraten und 
dem Flysch erscheint sowohl hier als auch im Bilatale ein ebenflächiger 
schiefriger Kalkmergel. Längs des Weges, welcher sich auf der rechten 
(westlichen) Seite des romantischen Cetinadurchbruches hinter Almissa 
hinzieht, steht weißer Rudistenkalk an. Man durchquert hier den Kern 
der steil emporgewölbten Falte, welche den Tafelberg von Naklice 
aufbaut. In der Mündungsregion der Bilaschlucht, woselbst man sich 
noch im Bereich des steilen südlichen Faltenflügels befindet, enthalten 
die Konglomerate auch Brocken von Alveolinenkalk. Vor der Ostspitze 
des Tafelberges entspringt am rechten Ufer der Cetina, deren Spiegel 
hier schon fast im Meeresniveau liegt, eine kleine Quelle. 

Die Konglomeratmasse von Naklice stellt eine in der südöstlichen 
Verlängerung der Sridivicafalte gelegene steile Schichtaufwölbung dar. 
Diese Felsmasse beansprucht insofern noch ein allgemein geogra- 
phisches Interesse, als sie ein Beispiel des wohl seltenen Falles ist, 
daß sich die morphologischen Charaktere eines Tafelberges, die doch 
zumeist an schwebende Lagerung geknüpft sind, mit steiler Schicht- 
aufwölbung kombinieren. 


XVI. Das Poljicagebirge. 


Das dem Mosor vorgelagerte, durch die Täler der Zernovnica und 
Bila von ihm getrennte Küstengebirge erstreckt sich von der Ebene 
des Stobrec potok bis zum Durchbruchstale der Cetina. Es zerfällt in 
zwei Abschnitte von beiläufig gleicher Länge: in einen nordwestlichen, 
welcher eine streng dinarische Richtung einhält und eine breite, sanft 
gegen NO abdachende Rückenfläche hat, und in einen südöstlichen, 
welcher von WNW gegen OSO streicht und zu einem schmalen Kamme 
zugespitzt ist. Die dem Mosor zugewandte Seite der Poljica besteht 
zum größten Teil aus steilen, sehr einförmigen Abhängen. Nur im 
Anfangsstücke der südöstlichen Gebirgshälfte ist auf der Nordostseite 
ein von Querfurchen durchschnittener Gehängevorbau anzutreffen. Die 
dem Meere zugekehrte Seite der Poljica ist dagegen ein sehr kom- 
pliziert gestaltetes, von vielen zum Teil verzweigten Gräben durch- 
zogenes Gehänge mit mehreren in Kapen endenden Gebirgsvorsprüngen. 

Die Poljieakette entspricht — wie mehrere der kleineren dem 
Hauptkamme des Mosor im Südwesten vorgelagerten Bergrücken — 
einer steilen Falte mit einem Kern von Rudistenkalk, um welchen sich 
die Glieder der Mosorfazies des dalmatischen Eozäns, Breecien und 
Konglomerate, Plattenmergel und Flysch herumlegen. Das Nordwest- 
Felsende der Kalkzone der Poljica wird durch einen kleinen isolierten 
Hügel gebildet, welcher noch nordwärts vom Stobrec potok zu liegen 
kommt. Dieser Hügel besteht aus festen weißen Breccienkalken vom 
Typus jener, welche am Jadroursprung anstehen. Die Schichten fallen 
hier 30-——40° steil gegen ONO. Südwärts vom Stobrec potok steigt ein 
schroffer Felsgrat gegen SO hinan. 


[119] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 333 


Der Durchbruch des Stobree durch das Nordwestende des Poljica- 
kammes bezeichnet für dieses Flüßchen die Grenze zwischen jenen 
zwei stark kontrastierenden Teilstrecken des Laufes, welche bei kurzen 
Küstengewässern des Mediterrangebietes häufig zu unterscheiden sind. 

Von der Mündung landeinwärts zunächst das bekannte Bild der 
potamogenen Küstenstrecken: Sumpfwiesen mit Röhricht und Schilf- 
beständen, durch die sich der Fluß, von Gebüsch und hohen Pappeln 
besäumt, träge hindurchschleicht; weiter landeinwärts, jenseits der 
Stelle, wo das Flüßchen die Felsbarre des Küstengebirges durchbricht, 
ein völlig veränderter Anblick: steile hohe Berge zu beiden Seiten 
einer engen Talschlucht, in deren Grund ein klarer Gebirgsbach 
zwischen Blockwerk und Schotterbänken dahinbraust. Im Hintergrunde 
sieht man über Vorbergen und von Schluchten durchfurchten Terrassen 
den hohen Kamm des Mosor aufragen. Beim Dorfe Zernovnica ist 
das sich darbietende Landschaftsbild besonders schön; die malerische 
Gruppierung und Formung der Berge und der über die Gegend ge- 
breitete südliche Duft erscheinen hier fast als ein voller Ersatz für 
das Fehlen der Reize der Alpentäler. 

Der vorerwähnte schroffe Grat, welcher von der Durchbruchsstelle 
des Stobrecflusses gegen SO emporsteigt, gipfelt' in einer 440 m hohen 
Spitze, die von einer kleinen Kapelle gekrönt wird und einen pracht- 
vollen Rundblick gewährt. Diese Felsspitze bildet den nordwestlichen 
Endpunkt des Bergrückens der Poljiea. Jenseits einer kleinen Scharte 
spaltet sich der Grat in zwei etwas divergierende Kämme, zwischen 
denen eine flache Einsenkung liegt. Die dem Mosorgebiete eigentüm- 
liche völlige Abhängigkeit des Reliefs vom Gebirgsbaue kommt hier 
zu deutlichem Ausdrucke. Indes die Abstürze an den Außenseiten der 
beiden Kämme von steil gegen SW und NO einfallenden Schichten 
gebildet werden, entspricht die von ihnen umschlossene Mulde ‘einer 
flachen Synklinale, in deren Achse an vielen Stellen horizontale Schicht- 
lage zu beobachten ist. An der zweiten und dritten der im südwest- 
lichen Kamme aufragenden Kuppen (460 und 485 m) ist flaches 
hemiperiklinales Einfallen von NW bis NO, auf der ihnen zugekehrten 
Seite der Kuppe im nordöstlichen Kamme (445 m) sanftes Schicht- 
fallen gegen SW konstatierbar. Man hat es hier mit dem in sich 
eingesunkenen Firste eines Faltengewölbes zu tun. 

Gegen NO fällt der mehrmals erwähnte Grat und der in seiner 
südöstlichen Fortsetzung gelegene östliche Kamm der Poljica mit einem 
steilen Felsgehänge ab. Der nordwestliche Teil dieses Gehänges bildet 
die linke Seite jenes Abschnittes des Stobrectales, welcher bergauf- 
wärts vom Stobrecdurchbruche liegt. Die weiter gegen SO folgenden 
Abschnitte des Gehänges dachen bereits gegen das Tal der Zernovnica 
ab, welche 1 km oberhalb der wiederholt genannten Durchbruchsstelle 
des Stobree potok in diesen mündet. Das Tal der Zernovnica verläuft 
streng dinarisch, wogegen der unterhalb seiner Einmündung gelegene 
Teil des Stobrectales von OSO gegen WNW streicht. Der unterste 
Teil der Nordostabhänge des Poljicarückens ist auf weite Strecken 
hin mit Schuttmassen überdeckt; da, wo dieselben fehlen, tritt im 
äußeren Zernovnicatale auch noch am Fuße des eben genannten Berg- 
rückens Rudistenkalk und Rudistenbreecienkalk zutage. Erst weiter 


334 Dr. Fritz v. Kerner. [120] 


südostwärts, wo sich das Tal stark verengt, sieht man am Nordfuße 
des Poljicarückens jene plattigen Mergelkalke anstehen, welche im 
Mosorgebiete das Liegende der Flyschschichten bilden. 

Beim Aufstieg über die Nordostabhänge des Kriz (533 m), des 
höchsten Punktes am Südwestrande des Rückens der nordwestlichen 
Poljica, passiert man zunächst Plattenmergel, dann eozänen Foramini- 
ferenkalk und Konglomerat, dann folgt schon, noch ziemlich weit 
herunten am Gehänge, Rudistenkalk. Derselbe bildet ein sehr wüstes 
Felsterrain, das stellenweise schwer passierbar ist. Die Schichtneigung 
scheint hier jener des Gehänges analog zu sein. Oben auf dem Rücken 
des Gebirges ist dann mittelsteiles Einfallen gegen NO bis NNO 
deutlich sichtbar. Man trifft hier einen sehr zerfressenen und zernagten 
weißen Kreidekalk. Südwärts vom Kriz gestaltet sich die Rückenfläche 
des Poljiecagebirges zu einer breiten, von vielen Dolinen durchspickten 
öden Hochfläche, der Grajenica. Die Grenze des Kreidekalkes am 
Nordgehänge der Poljica steigt südostwärts an, so daß man sie gegen- 
über dem südöstlichen Ende des Sridivicakammes in viel größerer 
Höhe antrifft als zur Linken des unteren Zernovnicatales. 

Entsprechend diesem Anstiege der Grenze zwischen Kreidekalk 
und Konglomerat zieht sich auch die Zone der Plattenkalke langsam 
in die Höhe. Bis in die Nähe des kleinen Kapellchens Sv. Nikola am 
rechten Ufer der Zernovnica begleitet diese Zone den Fuß des link- 
seitigen Talgehänges. Dann folgt sie zweien kleinen Gräben, welche 
sich von einer, der erwähnten Kapelle gegenüberliegenden Einbuchtung 
der linken Talwand gegen SO hinanziehen. Jenseits des Beginnes 
dieser kleinen Gräben kann man die Plattenkalke längs des Abhanges, 
welcher dem Dorfe Visac gegenüber liegt, eine Strecke weit gegen 
SO verfolgen; gegenüber von Srinjine scheinen sie dann auszukeilen. 

“Unterhalb der mergeligen Plattenkalke tauchen gegenüber von 
Sv. Nikola am Ufer des Zernovnicabaches Konglomerate auf. Diese 
bilden das westliche Ende eines Felszuges, welcher, allmälig sich 
verbreiternd, unterhalb der Plattenkalke am südwestlichen Talgehänge 
sanft gegen SO hinansteigt, um sich nach dem Auskeilen jener Kalke 
mit den höher oben am Gehänge anstehenden Konglomeraten zu ver- 
einen. Der Nordostrand dieses Konglomeratzuges folgt von Sv. Nikola 
ostwärts eine Strecke weit der Straße, welche das untere Zernovnicatal 
durchzieht. Hier kann man ein Einfallen der Schichten gegen ONO 
feststellen. An der Grenze gegen die Plattenkalke konstatiert man 
in dem Konglomeratzuge westsüdwestliches Einfallen. Auch die Platten- 
kalke selbst fallen in der Nachbarschaft gegen WSW ein. Man hat 
es demzufolge mit einer Auffaltung von Konglomeratschichten zu tun. 

Ostwärts von der Straßenecke gegenüber von Sy. Nikola ver- 
quert der Straßenzug wieder eine Zone mit Mergeltrüämmern und 
anstehenden Partien von plattigem Kalk. Diese Mergel- und Platten- 
kalke liegen in der östlichen Fortsetzung jener, welche am rechten 
Ufer der Zernovnica bei Sv. Nikola angetroffen werden und weiter 
talauswärts an den untersten Südwestabhängen des Sridivicakammes 
fortstreichen. Die Mergelkalke auf der Südseite der Straße (östlich 
von Sv. Nikola) liegen fast flach. Weiter taleinwärts folgen längs der 
Straße wieder Konglomerate, welche von plattigen Kalken durchsetzt 


[121] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 335 


sind und gleichfalls eine fast horizontale Lage einnelımen. An der 
Talbiegung westlich von der Kirche von Srinjine ist wieder nordöst- 
liches Einfallen der Konglomerate und Breccien vorhanden. Dieselben 
enthalten in dieser Gegend viele Nummuliten und Orbitoiden im Binde- 
mittel und kleine Alveolinen in den durch dieses zusammengekitteten 
Kalkstücken. 

Gegenüber von Srinjine dacht das breite Gebirgsplateau der 
.Grajenica gegen NO mit einem sehr einförmigen, von seichten Gräben 
durchzogenen Gehänge ab. Die Konglomerate und Breccien reichen 
hier weit hinauf und erst hoch oben am Gehänge tritt Kreidekalk 
hervor. Am Fuße des Gehänges fallen die Schichten 30° NO. Die 
Konglomerate sind hier mit Partien eines Nummuliten und Alveolinen 
führenden Kalkes vermischt. Das Streichen ist parallel dem Flußbette, 
so daß letzteres eine isoklinale Rinne darstellt. Zwischen den beiden 
Hüttengruppen von Cvreie steht Plattenmergel an. Der kleine Vorkopf 
ober der zweiten Hüttengruppe besteht aus einem sehr groben lockeren 
Konglomerat mit vielen über kopfgroßen Rollstücken. 

Östwärts von diesem Vorkopfe lagert dem Nordgehänge des 
Poljieakammes eine mächtige Flyschmasse vor, welche von mehreren 
dem Tale des Veliki potok tributären Gräben durchschnitten wird. In 
der Nachbarschaft der groben Konglomerate ober Cvr&ic scheint der 
Fiysch steil gegen den Veliki potok einzufallen. Am Nordfuße des 
breiten Rückens Oblik, welcher sich zwischen den ersten und zweiten 
der Flyschgräben vorschiebt, sieht man entlang der Straße Flysch- 
mergel aufgeschlossen, die in ziemlich regelmäßigen Abständen von 
etwa 1/, bis 1 m dicken Bänken von Kalksandstein durchsetzt werden. 
Diese Schichten zeigen lokale Absenkungen und Verbiegungen; die 
generelle Einfallsrichtung ist ONO bis O, die Neigung zunächst 30%, 
weiter ostwärts 45—60°. Im benachbarten Bachbett des Veliki potok 
sind gleichfalls viele, dasselbe schief durchsetzende Schichtkopfriffe 
von steil gestellten Kalksandsteinen sichtbar. 

Auf der Westseite des kleinen Tälchens, welches ostwärts vom 
Oblik in das Poljieagebirge eindringt, sieht man Flyschsandsteine 
aufgeschlossen. Dieselben fallen im äußeren Teile dieser sehr sanft 
ansteigenden Talrinne 30° NO, weiter einwärts steil bis sehr steil 
gegen NNO, dann wieder mittelsteil NO. An der alsdann stattfinden- 
den Gabelung des Tälchens in zwei unter stumpfem Winkel diver- 
gierende Äste sind Flyschmergel aufgeschlossen. Diese beiden Taläste 
sind auch noch in den Flysch eingeschnitten. An der dem Veliki 
potok zugewandten Nordostseite des nächsten Rückens, ostwärts vom 
eben besprochenen Tälchen, sind längs der Straße große 35° NO 
fallende Felsschichtflächen von Kalksandstein zu sehen. Denselben 
ist auch eine dicke Bank von Nummulitenbreccienkalk eingelagert. 
Das Streichen ist auch hier parallel der Faltenrichtung. Es foigen 
nun gegen Ost drei kleine rasch ansteigende Gräben und alsdann 
wieder eine ziemlich eben ins Gebirge eindringende Talrinne. In 
dieser Rinne, welche sich gleich jener auf der Ostseite des Oblik, der 
sie an Größe nachsteht, in zwei stark divergierende Äste teilt, sind 
nur mangelhafte Aufschlüsse vorhanden. Man durchquert eine Anzalıl 
von mit Mergeln alternierenden, steil gegen NO einfallenden Sand- 


336 Dr. Fritz v. Kerner, [122] 


steinbänken, An der Gabelungsstelle trifft man Flyschmergel an. Auf 
den Anhöhen zur rechten Seite dieses Tälchens stehen die Hütten 
von Tugari. In den zu beiden Seiten des Oblik eindringenden Tal- 
furchen und in dem letztgenannten Tälchen unter Tugari entspringen 
kleine Quellen. Unterhalb Tugari tritt das Wasser in einem kleinen 
Felsbecken aus sehr steil gegen NNO einfallenden Kalksandstein- 
schichten aus. 

Oberhalb des Flyschkomplexes zur Linken des Veliki potok folgt 
am Nordabhange des Poljicarückens eine Zone von Konglomeraten 
und dann Kreidekalk. Die Plattenkalke, welche anderwärts im Mosor- 
gebiete zwischen dem Flysch und dem Konglomerat erscheinen, fehlen 
hier. Dies Fehlen der Plattenkalke ist hier wohl nicht — wie am 
Südwestabfalle des Makirinakammes — auf eine tektonische Störung 
zurückzuführen, sondern auf eine abweichende Entwicklungsweise der 
Schichtfolge zu beziehen. Die Konglomeratzone ist oberhalb des Oblik 
und weiterhin bis über Baric hinaus ziemlich schmal. Am Gehänge 
hinter dem Tälchen unter Tugari kommen die Konglomerate und 
Breccien wieder zu mächtigerer Entwicklung. Man trifft hier wieder 
die ausnehmend groben, aus kopfgroßen Rollstücken bestehenden 
Konglomerate, dann solche mit Geschieben von geringeren Dimen- 
sionen, ferner grobe Breccien aus eckigen und kantigen Fragmenten, 
feste weiße Brececienkalke und lichte Kalke mit Alveolinen. Das Ein- 
fallen dieser Schichten im Liegenden der Flyschmasse ist mehr oder 
minder steil gegen NO. 

Die Hochfläche der Poljica erleidet da, wo sich an ihren Nord- 
abhang der Flyschkomplex anlegt, eine bedeutende Verschmälerung 
und verliert sich weiter südostwärts ganz, so daß ober Tugari ein 
auch gegen Norden ziemlich steil abdachender Gebirgskamm vorhanden 
ist. Oberhalb des Felsvorsprunges ober Ovr£ic fallen die Kreidekalke 
mittelsteil gegen NO, am oberen Ende des Grabens westlich vom 
Rücken Oblik ziemlich sanft gegen Ost. In der Gegend des Veliki 
ostrog (westlich ober Jesenice) ist flaches Einfallen gegen NNO bis 
NNW erkennbar, am südlichen Steilabsturze, zu Häupten der Punta 
Crillo, biegen sich die Kreideschichten steil gegen SW hinab. Etwas 
ostwärts von dem Pfade, welcher hier das Gebirge überschreitet, be- 
findet sich eine kleine Höhle. 

Oberhalb des Konglomeratzuges im Liegenden des Flysch- 
komplexes fallen die Kreidekalke 30° NO. In der Gegend von Sv. 
Maxin ober Tugari scheint der Poljieakamm einer geknickten Falte 
mit seigerem Südflügel zu entsprechen. Am Nordabhange ist die 
Lagerung hier nicht deutlich zu erkennen, vermutlich mäßig steiles 
Einfallen gegen NO; doch scheinen sowchl in dieser Gegend als auch 
weiter westwärts sekundäre Aufwölbungen vorzukommen, welche lokale 
Abweichungen vom generellen Nordostfallen bedingen. Die steilen 
Südabstürze des Poljicakammes verleugnen ihren Aufbau aus seiger 
stehenden Kalkschichten auelı unterhalb Sv. Maxin nicht. Der Gebirgs- 
übergang führt hier durch einen engen interessanten Felseinschnitt. 
Der überraschende Blick auf ein in der Tiefe liegendes rebenreiches 
Ufergelände und das im Hintergrunde ausgebreitete Meer, welcher 
sich dem aus dem Zernovnicatale Kommenden beim Überschreiten 


[123] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 337 


des Poljicakammes darbietet, gewinnt hier demzufolge eine prächtige 
felsige Umrahmung. 

Die Nordabhänge des südöstlich von Sv. Maxin gelegenen Ab- 
schnittes des Poljicakammes dachen zum Bilatale (Pod Bila) ab. Der 
untere Teil dieser Gehänge besteht aus Flysch, ihr oberer aus Kreide- 
kalk. Dazwischen schiebt sich eine Zone von Konglomeraten ein, welche 
in der Mittelhöhe des Gehänges hinstreicht. Die schon früher erwähnten 
ausnehmend groben Konglomerate trifft man hier gleichfalls, und zwar 
als oberste, vom Flysch unmittelbar bedeckte Grenzschichte des 
konglomeratischen Komplexes. Man kann sie demnach hier — was 
ihre Position betrifft — als eine Vertretung des Hornsteine führenden 
Plattenkalkes ansehen. Ob sie auch ein genaues zeitliches Aquivalent 
dieses Kalkes sind, bleibt zweifelhaft, da keine Gewißheit vorliegt, 
daß die Basis der Flyschformation im Mosorgebiete überall genau 
das nämliche Niveau einnimmt. Diese sehr groben Konglomerate stehen 
hinter Mala Gospa und am Wege von dieser Kirche nach TruSa an. 
ÖOstwärts von den Hütten von Trusa sieht man an einem ziemlich 
schuttreichen Abhange steil aufgerichtete Flyschsandsteine unmittelbar 
an steil gestellte sehr grobknollige Konglomerate stoßen. 

Nordwestwärts von dem kleinen Kirchlein Gospe Tomorice ver- 
schmälert sich die Konglomeratzone sehr stark und zieht sich mit 
der Kreidekalkgrenze höher am Gehänge hinan. In der so sukzessive 
breiter werdenden Flyschzone kommt alsdann ein zweiter Zug von 
Konglomeraten hervor. Die Lagerungsverhältnisse sind in demselben 
ziemlich unklar, doch scheint es, daß derselbe einer Vorwölbung, 
beziehungsweise einer Flexur im Nordostflügel der Poljieafalte ent- 
spricht. Die Flyschsandsteine unterhalb des Konglomeratzuges sind 
nämlich steil gestellt, diejenigen aber, welche in dem zum großen 
Teil mit Schutt bedeckten Abhange oberhalb des Zuges sichtbar 
werden, liegen völlig flach. Unterhalb Gospe Tomorice tritt in diesem 
Konglomeratzuge Kreidekalk zutage. Kurz vor Naklice taucht dann zur 
Rechten des Pod Bila noch ein Zug von Kreidekalk im Flysch hervor. 
Es sind demnach rechts von der Öetinamündung bei Almissa drei ein- 
ander parallele, durch Flysch geschiedene Züge von Rudistenkalk 
vorhanden: das östliche Endstück des Poljicakammes, der früher 
erwähnte Kalkzug unterhalb Gospe Tomorice und der zuletzt genannte, 
welcher. die Bilaschlucht gegen SW begrenzt. 

Das östliche Ende des Poljicakammes ist ein schroffer, steil auf- 
strebender Grat. Bei dem in romantischem Felseneinschnitt gelegenen 
Kirchlein von Tomorice stehen die Schichten seiger; weiter ostwärts 
scheinen sie — gleichwie westwärts von Tomorice — sehr steil gegen 
NO geneigt zu sein. Deutlich kann man steiles nordöstliches Einfallen 
in dem wild zerrissenen, zur Cetina abfallenden Endstück des Grates 
feststellen. Zwischen diesem Grate und dem nordwärts benachbarten 
Felsrücken verläuft ein flacher Graben, welcher sich gegen Ost in 
eine steil zur Cetina abfallende Schlucht fortsetzt. Dieser flache 
Graben besteht aus synklinal gestellten Kreidekalken. In seiner Mittel- 
linie kann man deutlich horizontale Lagerung feststellen, gegen seine 
beiden Seiten hin sieht man die Schichten sich aufbiegen. Auf der 
Südseite der Schlucht, welche in der östlichen Verlängeruug des 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Band, 2. Heft. (F. v. Kerner.) 44 


338 Dr. Fritz v. Kerner. [124] 


Grabens liegt, sieht man stellenweise dünnbankige Flyschsandsteine 
aufgeschlossen, welche in wechselnder Steilheit gegen SW. einfallen. 
In losen Platten liegen sie in der Umgebung massenhaft umher. Man 
hat hier wieder dasselbe Lagerungsverhältnis wie auf der Südseite 
des Makirinakammes, steiles südwestliches Einfallen unter steil gegen 
NO einfallende Schichten. Es unterliegt wohl keinem Zweifel, daß 
diese Flyschsandsteine mit den flach gelagerten am Abhang westlich 
von Gospe Tomorice in Verbindung stehen und daß sie auf der Zwischen- 
strecke nur großenteils durch Schutt verhüllt sind. Weiter abwärts 
verliert sich der Flyschschutt und der verengte untere Schluchtteil 
ist ganz mit Kalkschutt ausgefüllt. In der Mündungsregion der Schlucht 
ist viel Blockwerk angehäuft. An einer Stelle tritt hier nochmals eine 
kleine Partie von Flyschsandstein zutage. 

Der Rücken nordwärts von dem vorerwähnten Graben entspricht 
einer Aufwölbung der Kreidekalkschichten. Dieser Rücken läuft in 
den mittleren der drei Felssporne aus, weiche gegenüber von Almissa 
aufragen. Man wäre geneigt, auch diesen Sporn für eine schmale sehr 
steile Schichtauffaltung anzusehen. Auf seiner Rückenfläche liegen die 
Schichten vermutlich flach und es findet beiderseits anscheinend eine 
Hinabbiegung derselben statt, doch müßte man wohl annehmen, daß 
die Neigung der Faltenflügel geringer ist als jene der Seitenwände 
dieses Felsspornes. Zwischen dem Felszuge, welcher in den eben 
genannten Sporn ausläuft, und dem Rücken, welcher die Bilaschlucht 
gegen Süd begrenzt, verläuft eine breite Rinne, die gegen WNW zum 
Bilatale oberhalb Naklice und gegen OSO zur Cetinamündung abfällt. 
Der mittlere ziemlich ebene Abschnitt dieser Rinne ist ganz mit 
Weingärten bedeckt; in dem gleichfalls mit Pflanzungen erfüllten 
kleinen Graben, der sich gegen das Bilatal hinabsenkt, sieht man 
steil gestellte Flyschmergel und Mergelkalke aufgeschlossen. Am Ge- 
hänge südwärts von diesem kleinen Graben sieht man unterhalb der 
steil gegen NNO geneigten Kreidekalke im Nordflügel des früher 
besprochenen kleinen Faltenzuges den Flysch steil gegen SSW ein- 
fallen. Gegen OSO setzt sich die von Weingärten erfüllte Terrain- 
furche in eine wilde Schlucht fort, welche hinter dem ehemaligen 
Seminar gegenüber von Almissa mündet. Am Anfange dieser Schlucht 
sieht man an einer Stelle anstehenden Flysch, der steil SW fällt, und 
im weiteren Umkreise auch lose Brocken von Flyschsandstein. Weiter 
abwärts ist diese Schlucht mit wüsten, smilaxumrankten Blockwerken 
von Kreidekalk erfüllt. Gegen NO begrenzt sich die vorhin genannte 
Rinne durch jenen schmalen Rücken, dessen nordöstlicher Steilabfall 
die rechtseitige Wand der Bilaschlucht formiert. Dieser Rücken läuft 
in jenen kühn geformten Felsturm aus, welcher gerade gegenüber 
von den Häusern von Almissa aufragt und für das Straßenbild der 
Hauptverkehrsader dieses Städichens (in der Richtung gegen W) einen 
Gebirgshintergrund von seltener Großartigkeit bildet. Auf der Rücken- 
fläche dieses schmalen Tafelberges trifft man gegenüber von Naklice 
verzweigte große Felsplaques, die auf flache Schichtlage bezogen 
werden müssen; in dem benachbarten Flyschterrain sind auch noch 
horizontale Felsflächen vorhanden. Weiter südostwärts wird die Lage- 
rung weniger deutlich, doch kann man wenigstens eine Hinnabbiegung 


[125] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 339 


der Schichten am Nordostrande des Rückens wahrnehmen. Man wird 
nicht fehlgehen, wenn man auch diesen dritten Kreidekalkrücken am 
Ostende der Poljica als eine kleine sehr steile, von lokalen Störungen 
durchsetzte Schichtauffaltung ansieht. Doch dürften wohl auch hier 
die Neigungswinkel der Faltenflügel weniger steil sein als jene der 
seitlichen Abstürze des Rückens. Die Schluchten, welche sich zwischen 
diese schmalen Felsrücken zur Rechten. der Cetinamündung ein- 
schieben, mögen darum wohl kleinen Grabenversenkungen ihre Ent- 
stehung verdanken. Von Almissa aus kann man auf der Ostseite des 
Felsturmes zur Rechten der Bilaschlucht eine den ganzen Steilabsturz 
durchsetzende, schief von SW gegen NO ansteigende Trennungslinie 
wahrnehmen. Ob derselben auch eine tektonische Bedeutung zukommt, 
oder ob sie nur einem schiefen Felsgesimse entspricht, läßt sich 
nicht erkennen. 

Vom Fuße dieses gigantischen Felskolosses zieht sich ein schmaler 
Riff bis an das Ufer der Cetina hinaus. Derselbe trennt die Allu- 
vionen vor der Mündung der mit Blockmassen erfüllten Bilaschlucht 
von dem Schwemmlande, das sich zur Rechten der Mündungsregion 
der Cetina ausbreitet. Dieser Riff besteht aus weißem Kreidekalk. 
Unterhalb des mittleren der drei Felssporne, gegenüber von Almissa, 
entspringt an der Grenze des seinem Fuße vorgelagerten Schuttes 
gegen das benachbarte versumpfte Schwemmland im Meeresniveau 
eine schöne Quelle. 

Der steile Felsgrat, welcher vom Durchbruche des Stobrec gegen 
SO hinansteigt, stürzt meerwärts mit steilen hohen Wänden ab. Unter- 
halb dieser Wände zieht sich ein Gehänge hin, das sich gegen die 
Alluvialebene des Stobrec hinabsenkt und aus den Flyschgesteinen 
besteht, welche die Kalkzone der Poljica im SW flankieren. Der obere 
Teil dieses Gehänges ist großenteils mit Schuttmassen bedeckt, welche 
vom vorgenannten Felsgrate stammen; tiefer unten tritt Flyschmergel 
im Wechsel mit mächtigen Kalkbänken zutage. Die Schichten sind 
hier mehrfach gewunden und auch im Streichen undulierend, so daß 
sowohl die Richtung als auch die Steilheit des Einfallens sehr variiert. 

An der Küste bei Strossanac sieht man plattige Kalke und Flysch- 
bänke 60—70° gegen NNO einfallen. Bergaufwärts nimmt die Schicht- 
neigung im allgemeinen ab; in der Mittelzone des Gehänges trifft 
man aber wieder 60° gegen SSW geneigte Kalke und Kalksandsteine 
und höher oben neuerdings steil gegen das Gebirge zu einfallende 
Mergel. Südostwärts von Strossanae ist der Abhang des Poljicarückens 
von vielen kleineren und größeren, zum Teil verzweigten, tief ein- 
geschnittenen Gräben durchfurcht. Die Flyschmergel sind hier von 
zahlreichen härteren Kalklagen und Nummulitenkalkbreccien durch- 
setzt. Dieselben zeigen einen unregelmäßig hin und her gewundenen, 
zum Teil bogenförmigen Verlauf und lassen wechselnde Fallrichtungen 
und Neigungswinkel erkennen. Man hat es hier mit sekundären Auf- 
faltungen und Biegungen der Schichtmasse zu tun. In der Gegend 
von Kokotevice reicht das hügelige Terrain bis an das Meer und es 
kommt hier zur Entwicklung einer Steilküste. Das Flyschterrain ist 
hier zum großen Teil nicht in Kulturland umgewandelt und mit 
üppigem Gesträuch von baumförmigen Eriken und von Spartien über- 

44* 


340 Dr. Fritz v. Kerner. [126] 


wuchert. Auch Meerstrandskiefern treten hier in großer Zahl, zum 
Teil kleine Wäldchen bildend, auf. Südwärts von dieser Region ist 
an der Küste eine schmale Kieszone vorhanden, an die sich ein 
niedriger Steilabfall anschließt, über welchem flache Weingärten aus- 
gebreitet liegen. Entsprechend der großen Zahl von Gräben im Ge- 
hänge überquert die längs der Küste hinziehende Straße viele kleine 
geröllerfüllte Bachrinnsale. Die bedeutendsten derselben sind der 
Torrente Strossanac, Torrente Kute und Torrente Marie. 

Südwärts vom Torrente Kute steigt das Terrain von .der Küste 
zunächst sanft hinan, dann folgt ein steilerer, von vielen kleinen 
Gräben durchfurchter Abhang; im unteren Teile desselben tritt der 
Flyschuntergrund stellenweise zwischen den Haidekrautgestrüppen 
nackt zutage. Die oberen Teile dieses Abhanges sind zu terrassiertem 
Kulturland umgestaltet. Zu beiden Seiten der Mündung des Torrente 
Mari6 ist dann wieder eine sehr sanft ansteigende Küstenzone vor- 
handen. 

An den oberen Teilen des Gehänges sieht man viele kleine 
Trümmerhalden und abgestürzte Felsblöcke, stellenweise auch ganze 
Blockwerke als Residuen von Bergstürzen. Der südwestliche Steil- 
abfall des Poljicarückens ist zwischen Strossanac und Podstrana ein 
steiles Felsgehänge. Felswände treten hier nur untergeordnet auf. 

Vor der Punta Monte grosso (Mutogras) zieht sich von der 
Küste ein Steilabhang mit vielen tiefen Ravins empor, in welchen 
bläuliche Flyschmergel aufgeschlossen sind. Man hat hier das typische 
Bild undurchlässigen Terrains vor sich: tiefe Einrisse, die sich in 
eine große Zahl von kleinen Furchen und Gräben verzweigen, durch 
welche der Abhang in eine Menge kleiner Rücken und Kuppen zer- 
schnitten wird. Auch hier sind viele Meerstrandskiefern sichtbar. Die 
Punta Monte grosso bildet die Spitze eines Hügels, welcher den in 
der Landschaft am meisten auffallenden Vorsprung am Südwestabhange 
des Poljicarückens darstellt. Auf der Meeresseite dieses Hügels sind 
Flyschmergel aufgeschlossen, welche von einigen härteren kalkigen 
Lagen durchsetzt sind und sanft landeinwärts zu fallen scheinen. 
Schon vor der Punta kann man mehrere Einlagerungen von Kalk- 
mergeln sehen, welche sanft gegen NO einfallen. Südwärts von 
der Punta führt die Straße an steilen, bis zum Meere reichenden 
ravinierten Abhängen vorbei, auf welchen viele Meerstrandskiefern 
stehen. 

Die südöstliche Hälfte der dem Meere zugewandten Seite des 
Poljicakammes ist etwas schmäler und steiler als die nordwestliche. 
Sie ist von sehr vielen kleinen Gräben durchschnitten, welche alle 
mehr oder weniger quer zur Streichungsrichtung des Gehänges ver- 
laufen, während bei den in den Nordwestteil des Gehänges ein- 
sefurchten auch größere Biegungen und Krümmungen vorkommen. 
Das Terrain steigt hier auf große Strecken hin gleich von der 
Küste an, nur nordwärts von der Punta Lunga ist eine kleine 
Küstenebene vorhanden. Die oberste Zone des Gehänges wird von 
Jesenice angefangen bis zur Cetinamündung durch hohe schroffe Fels- 
wände gebildet. Das Flyschterrain ist im südöstlichen Gehängeab- 
schnitte zumeist in Kulturland umgewandet und größere gestrüpp- 


[127] Geologische Beschreibung der Mosor planina. 341 


bedeckte Haidefl, wie sie in der Gegend von Kokolevice angetroffen 
werden, kommen hier nicht vor. 

An der Punta Lunga, welche das am weitesten vorspringende 
Kap der ganzen Küstenstrecke bildet, sieht man viele lose Blöcke 
und auch anstehende Massen einer sehr groben lockeren, anscheinend 
quartären Breccie. Jenseits dieser Punta ist dann an stark ravinierten 
Steilgehängen Flyschmergel aufgeschlossen. Hier trifft man nochmals 
viele Meerstrandskiefern an. Das östliche Endstück der Südseite der 
Poljiea ist fast ganz in terrassiertes Kulturland umgewandelt. Man 
sieht hier nur einige Felszüge von Nummulitenbreccienkalk, aber keine 
brachliegenden Flyschmergelzonen. 


342 Dr. Fritz v. Kerner. 


Inhaltsverzeichnis. 


Vorbemerkung .. ...... 


Lage, Grenzen und Einteilung . ... 2.2.2... 

Stratigräphische Übersicht : ..:. „2.2.2... 

Tektonische, Epersicht.n. 22 Inner. N 
I. Die Westabhänge des westlichen Mosor. .. .. 


II. Die Nordabhänge des westlichen Mosor 


III. Die Nordostabhänge und der Kamm des Fallelen Biasdr BD 
IV. Die Terrasse auf der Südseite des westlichen Mosor. . 


V. Die unteren Südabhänge des westlichen Mosor 
VI. Die Nordostabhänge des mittleren Mosor . 
VII. Die nordöstliche Vorkette des mittleren Mosor 


VIllI. Der Kamm des mittleren Moscr und die obere du de 


Südwestseite desselben 


IX. Die mittlere Terrasse auf der Eee des mittleren Mosor 


X. Die unteren Terrassen auf der Südwestseite des mittleren Mosor 


XI. Die südwestliche Vorkette des mittleren Mosor 


X1I. Die Nordostabhänge und der Kamm des östlichen Mosbr 


XIII. Die Südwestabhänge des östlichen Mosor . . . . 


XIV. Die Längstäler auf der Südwestseite des östlichen Mosor 


XV. Die siidwestliche Vorkette des östlichen Mosor 
XVTI. Das Poljicagebirge . , 


Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien, IIlI., Erdbergstraße 3. 


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Rudistenkalk der Oberkreide 
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Geologische Übersichtskarte 
der 
MOSOR PLANINA 
Mittel-Dalmatien 


von 


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Malsstab 
1:75.000. 


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Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt, Band LIV.1904. 
VerlagderkkGeologischen Reichsanstalt Wien lIlRasumoffskygasse 23. 


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Dr. F. v. Kerner: Mosor Planina. 


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Tafel VII [II]. 


Zeichen-Erklärung: 


Mittelkretazischer 
Dolomit. 


Rudistenkalk der 
Oberkreide. 


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Besser breccien. 
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Tafel VIII [III]. 


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Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 
Von P. Steph. Richarz. S. V. D. 


Mit einer lithographierten Tafel (Nr. IX) und zwei Zinkotypien im Text. 


Im Jahre 1886 berichtete Toula (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
in Wien 1886, pag. 189) über ein Neokomvorkommen bei Kaltenleut- 
geben. Er konnte damals so viele Fossilien beibringen, daß das Neokom 
sichergestellt war. Nun sind seit jener Zeit noch recht viele Ver- 
steinerungen im selben Gebiete gesammelt worden. Besonders zwei 
Punkte sind es, welche ausgebeutet werden konnten, nämlich ein 
Steinbruch am großen Flößel, welcher den Mergel liefert für die 
Zementfabrik in der Nähe der Station Kaltenleutgeben, und ein etwas 
später eröfineter Zementbruch zwischen Fischerwiese und Waldmühle, 
welcher das Zementwerk bei der Waldmühle mit Material versieht. 
(Es führt aus dem Bruche eine Drahtseilbahn zur Fabrik.) Außerdem 
wurden noch einige Fossilreste in einem kleinen Aufschlusse und 
einige vereinzelte Stücke im Walde gefunden. 


Herr Hofrat Toula und Herr Kustos Kittl hatten die Freund- 
lichkeit, mir ihr seit Jahren gesammeltes Material in liebenswürdigster 
Weise zur Bestimmung zu überlassen. Dafür spreche ich ihnen hiermit 
meinen ehrerbietigsten Dank aus. 


A. Beschreibung der Fossilien. 


Die Fossilien sind der großen Mehrzahl nach Ammoniten oder 
Aptychen; vereinzelt kommen auch Belemniten, Brachiopoden und 
Fischzähne vor. Der Erhaltungszustand ist ein recht ungünstiger; 
wenige Exemplare sind ganz erhalten, von vielen sind nur einzelne 
Bruchstücke vorhanden und alle ohne Ausnahme sind verdrückt, so 
daß an keinem einzigen der ursprüngliche Querschnitt zu erkennen 
ist. Doch war es trotzdem möglich, viele Arten mit Sicherheit, andere 
mit Wahrscheinlichkeit zu bestimmen. Die Resultate dieser Arbeit, 
welche ich im paläontologischen Institut der Wiener Universität unter 
der Leitung der Herren Professoren Dr. Diener und Dr. Uhlig 
ausführen konnte, seien im folgeuden wiedergegeben. 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (P. St. Richarz.) 45 


344 P. Steph. Richarz. [2] 


I. Steinbruch am grossen Flössel. 


Am großen Flößel sind die Neokomschichten fast in ihrer ganzen 
Mächtigkeit aufgeschlossen. Das Gestein ist ein oft heller, kalkiger 
(65—70°/,), oft dunkler, mehr tonhaltiger Mergel, welcher bis jetzt 
folgende Fossilien geliefert hat: 


Phylloceras Thetys d’Orb. 


Ammonites semistriatus: d’Orbigny, Paleont. francaise, terrains eretaces. Tom. T, 

pl. 41, fig. 3 und 4, pag. 136. 

Ein plattgedrücktes, ellipsenförmiges Exemplar, dessen Bestimmung 
aber vollständig zuverlässig ist. Es entspricht genau dem Ammoniten, 
welchen Sarasin und Schöndelmeyer (Mem. de la soc. paleont. 
Suisse. Vol. XXVIII. 1901, pl. I, Fig. 9) abbilden. Die Loben sind 
zum Teil noch sichtbar und weisen unzweifelhaft auf Phylloceras hin, 
während die Skulptur die Art mit Sicherheit kennzeichnet. 


Lytoceras subfimbriatum d’Orb. 
Ammonites subfimbriatus: d’Orbigny, ]. c. pl. 35, pag. 121. 


Von dieser Art wurden mehrere Exemplare gefunden. Eines von 
ziemlicher Größe ist nur als Steinkern erhalten, zeigt aber doch noch 
Reste von Schale mit der feinen Skulptur, wie sie für unsere Art 
charakteristisch ist. Nimmt man dazu noch die Einschnürungen und 
die vielen sichtbaren Windungen, so besteht kein Zweifel mehr, daß 
es zu genannter Art gehört. 

Es sind noch einige andere Exemplare und Bruchstücke von 
Lytoceras vorhanden, welche auch zu dieser Art gehören dürften. 
Aber eine sichere Bestimmung läßt der Erhaltungszustand nicht zu. 


Schloenbachia Kittli n. sp. 
Taf. IX, Fig. 1a und b. 


Die Skulptur besteht aus groben, geschwungenen Rippen in 
folgender Anordnung: Eine Hauptrippe geht vom Nabel bis zum Kiel. 
Daran schließt sich jederseits eine Rippe, welche sich, kurz bevor sie 
den Nabel erreicht, mit der Hauptrippe vereinigt und dadurch eine 
Anschwellung bewirkt. Manchmal schaltet sich auch eine Rippe ein, 
welche unabhängig verläuft und am Nabel verwischt ist. Am Externteil 
sind alle Rippen vollständig gleich, stehen gleichweit voneinander 
entfernt und sind nach vorn geschwungen. Die Rippen sind dort unter- 
brochen durch einen scharfen Kiel. 

Die Skulptur der inneren Windungen ist nicht sichtbar. Die 
Loben sind nicht bekannt. 

Diese Form steht der Schloenbachia cultrata d’Orb. (l. ce. pl. 46, 
fig. 1 und 2, pag. 115) sehr nahe. Sie ist auf die Abweichung in 
der Skulptur hin abgetrennt. Denn während bei der d’Orbigny’schen 
Art die meisten Rippen die ganze Breite der Flanke einnehmen und 


[3] Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 345 


die anderen unregelmäßig nahe dem Kiel endigen, ist es b&i der 
neuen Art etwa nur ein Drittel der Rippen, welche bis zum Nabel 
gehen. Die anderen aber enden nicht schon in der Nähe des Kieles, 
sondern ganz nahe dem Nabel. 

Nur ein Exemplar vorhanden. 


Holcostephanus (Astieria) Astieri d’Orb. 
Taf. IX, Fig. 2«@ und db. 
Ammonites Astieri: d’Orbigny, ]. c. pl. 28, pag. 115. 


Das ist eine Art, welche sehr häufig in den verschiedensten 
Größen vorkommt und wegen des guten Erhaltungszustandes sicher 
bestimmbar ist. Viele zeigen auf dem letzten Umgange sehr schön 
nach vorn geschwungene Einschnürungen. 

An einem Stück ist der Mundrand vollständig erhalten. In Fig. 2 
ist dieses Exemplar abgebildet, Fig. 2b gibt die Ansicht in der 45° 
Stellung. 


Holcostephanus (Astieria) Sayni Kelian. 
(Vgl. Sarasin und Schöndelmeyer, ]. c. pl. IV, fig. 2 et 3, pag. 38.) 


Finige Exemplare, welche sonst ganz den Charakter von Holcost. 
Astieri zeigen, kann man der feinen Rippen wegen zu der neuen von 
Kilian abgetrennten Art rechnen. 


Holcostephanus Jeannoti d’Orb. 
Taf. IX, Fig. 3@ und 5b, 
Ammonites Jeannoti: d’Orbigny, ]l. c. pl. 56, fig. 3—5, pag. 188. 


Seit d’Orbigny wurde diese Art nicht mehr abgebildet (mit Aus- 
nahme der schlechten Abbildung Winklers). Da ich nun einige 
Exemplare vor mir habe, die zwar deformiert sind, aber doch die 
Skulptur noch deutlich zeigen, so dürfte eine neue Beschreibung und 
Abbildung am Platze sein. 

d’Orbigny beschreibt die Skulptur unserer Art folgendermaßen 
(l. e. pag. 188): „Die Seiten sind mit scharfen, nahestehenden, ge- 
schwungenen Rippen verziert, welche über den Rücken hinweglaufen. 
Diese Rippen vereinigen sich zu zwei und zwei mit größeren, welche 
den Nabel umstehen. Zwischen zwei auf diese Weise vereinigten 
Rippen befindet sich fast immer eine dritte, welche frei ist und endet, 
bevor die anderen sich vereinigen. Und so kommen drei schwächere 
Rippen auf eine stärkere.“ Vergleiche ich meine Stücke mit dieser 
Beschreibung, so finde ich wohl im allgemeinen Übereinstimmung, 
aber doch im einzelnen bedeutende Unterschiede. Zunächst sind die 
eingeschalteten Rippen nicht das Gewöhnliche, sondern die Ausnahme. 
Ich zählte zum Beispiel auf 25 Umbilikalrippen nur 53 Extern- 
rippen; also schoben sich zwischen 50 gewöhnliche nur drei Rippen 
ein. Auf die Wohnkammer zu verschwinden die Einschaltrippen voll- 
ständig oder vielmehr — und das ist ein zweiter Unterschied — 
die Nabelrippen laufen fort bis zum Fxternteil und zwischen sie 

45* 


346 P. Steph. Richarz. [4] 


schalfet sich je eine neue Rippe ein, welche entweder frei verläuft 
oder sich mit der ersteren verbindet, noch bevor sie den Nabelrand 
erreicht. Die Umbilikalrippen sind naturgemäß etwas verdickt und 
machen den Eindruck von schwachen, langgezogenen Knoten. 

Die angeführten Unterschiede scheinen auf den ersten Blick eine 
neue Spezies zu begründen. Aber ich glaube trotzdem nicht, daß es 
notwendig der Fall ist. Denn ohne Zweifel hat d’Orbigny bei seiner 
Beschreibung nur ein Jugendexemplar oder die inneren Windungen 
zur Verfügung gehabt, während meine Stücke die Merkmale erwachsener 
Tiere zeigen und so keinen Widerspruch, sondern eine Ergänzung der 
Orbigny’schen Beschreibung bilden. Die Skulptur der innersten Win- 
dung ist leider nicht deutlich sichtbar und deshalb läßt sich nicht fest- 
stellen, ob diese genau die Merkmale zeigen, welche d’Orbigny angibt. 

Die Loben sind an keinem Exemplar sichtbar. Die Dimensionen 
iassen sich nicht genau angeben, weil die Fossilien so sehr gepreßt 
sind. Die beiden Durchmesser der abgebildeten elliptischen Form 
sind 80:50 mm. 

_ Drei guterhaltene Exemplare und mehrere Bruchstücke. 


Holcodiscus incertus d’Orb. 
Ammonites incertus: ’Orbigny, ]. c. pl. 30, fig. 3 et 4, pag. 120. 

Mehrere stark deformierte Stücke. Ich stelle sie zu dieser Art, 
obschon die Skulptur nicht ganz mit der Beschreibung Orbignys 
übereinstimmt. Er sagt nämlich, zwischen zwei Einschnürungen seien 
20 Rippen. Auf meinen Exemplaren sind aber deren nur 10--12. Doch 
stimmt sonst alles so gut mit der Orbigny’schen Art überein, besonders 
auch die Tatsache, daß die Einschnürungen die Rippen schief durch- 
schneiden, daß ich keine Veranlassung zu einer Abtrennung habe, 
und die schwankende Rippenzahl als individuelles Merkmal auffasse. 


Hoplites neocomiensis d’Orb. 
Hoplites neocomiensis: ’Orbigny, ]. c. pl. 59, fig. 8—10, pag. 202. 


Hopl. neoc. ist eine Art, über welche noch wenig Klarheit herrscht, 
wie ein Blick in die Literatur sofort zeigt, und das neue, schlecht- 
erhaltene Material, das meistens aus Bruchstücken besteht, ist nicht 
geeignet, mehr Klarheit zu verschaffen. Wenn ich deshalb meinen 
Fossilien den oben zitierten Namen gebe, so soll das nur heißen, daß 
sie in die Gruppe des Hopl. neoc. hineingehören. Mehr kann nicht 
entschieden werden. Aber das genügt auch vollständig, da genannte 
Gruppe auf ein engbegrenztes Niveau, auf das Valanginien be- 
schränkt ist. 


Hoplites angulicostatus d’Orb. 


Taf. IX, Fig. 4. 
Ammonites angulicostatus: ’Orbigny, ].c. pl. 46, fig. 3 et 4, pag. 146. 
Hoplites angulicostatus: Sarasin und Schöndelmeyer, 1. c. pl. IX, fig. 8, pl. X, 
fig.' 3, pag. a 
Von dieser Art fanden sich mehrere typische Exemplare, welche 
gute Ubereinstimmung zeigen mit der Beschreibung Sarasins und 


[5] Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 347 


Schöndelmeyers (l. e.): „Auf den ersten Umgängen feine, scharfe 
Rippen, vollständig gleich untereinander, welche vereinzelt oder zu 
zweien vom Nabel ausgehen und in einer leicht gebogenen Linie über 
die Seite hinziehen.* Der letzte Umgang zeigt auf dem abgebildeten 
Exemplar die Skulptur, wie sie d’Orbigny angibt: „Zwischen den 
Hauptrippen, welche vom Nabel ausgehen und über den Externteil 
hinwegsetzen, schalten sich eine oder zwei Rippen ein, welche am 
Externteil beginnen und nicht ganz die Mitte der Seite erreichen.“ 
Am großen Flößelberg fanden sich bis jetzt 6 Exemplare, auf welche 
diese Beschreibung paßt, und alle diese zeigen die schon oft erwähnte 
Eigentümlichkeit, daß der letzte Umgang zwar wenig, aber deutlich 
die Spirale verläßt (vgl. Fig. 4). Dieser Umstand ist deshalb von 
besonderem Interesse, weil es sich hier wirklich um einen typischen 
angulicostatus handelt, was man von den früher abgebildeten Stücken 
nicht behaupten kann (vgl. Pietet: Melanges paleontologiques, pl. I, 
pag. 11; Nolan: Notes sur les Crioceras du groupe du Orioc. Duwvalı. 
Bull. de la Soc. geol. de France, tome XXI, pl. X, pag. 183— 
196), wie Sarasin und Schöndelmeyer (l. cc. pag. 85) deutlich 
nachweisen. 


Crioceras Quenstedti Ooster. 


Ooster: Petrifications remarquables des Alpes suisses, tome I, 5. partie, pag. 54, 

pl. 49, fig. 1—6, besonders fig. 3. 

Es wurden drei Exemplare von dieser Art gefunden, welche man, 
wie schon Sarasin und Schöndelmeyer (l. c. 110) bemerken, 
wirklich auf den ersten Blick mit einem Hopl. angulicostatus, dessen 
innere Windungen ausgewittert wären, verwechseln könnte. Diese 
Verwechslung liegt noch näher, wenn man, wie es bei mir der Fall 
ist, nur Angulicostaten hat, deren letzter Umgang die Spirale verläßt. 
Aber eine genauere Betrachtung zeigt doch recht deutliche Unter- 
schiede. Das auffallendste Unterschiedsmerkmal bilden die sehr deut- 
lichen Nabelknoten und die Flankenknoten auf den inneren Umgängen. 
Besonders charakteristisch ist ferner das Verschwinden dieser Flanken- 
knoten bei einer Größe von 20—25 mm, während die Umbilikalknoten 
noch schärfer hervortreten. Und so zeigen sie deutliche Überein- 
stimmung mit der Abbildung Oosters (l. c. fig. 3) und Sarasins 
und Schöndelmeyers (l. c. pl. XII, fig. 4—7). 


Crioceras Duvalii Leveille. 
Leveill&: M&m. de la soc. g&ol. Tome II, pl. XXII, Fig. 1, pag. 313. 


Dieses Fossil findet sich in großer Häufigkeit und paßt im 
allgemeinen gut zu der Beschreibung d’Orbignys (Pal. franc. pl. 113, 
pag. 453). Allerdings sind einige Formen darunter, welche sich dem 
Orioc. Emmerici durch das Hervortreten der Knoten, andere, welche 
sich dem Crioe. Villiersianum durch die große Zahl der Zwischenrippen 
nähern. Doch das ist ja eine Erscheinung, wie sie immer wieder 
beschrieben wird und über die sich noch nichts Endgültiges sagen 
läßt, bis genaue Studien an guterhaltenen Exemplaren gemacht worden 


348 P. Steph. Richarz. : 


sind. Soviel ist jedenfalls sicher, daß die Mehrzal der Exemplare vom 
großen Flößelberg zum typischen Crioc. Duvalii gezählt werden muß. 

Es fand sich noch ein unbestimmbares Crioceras, welches vielleicht 
auch zu dieser Art gehört. Es ist bei ihm noch ein etwa 10 mm 
langer Externdorn vorhanden, während bei den übrigen Exemplaren 
die Dornen alle abgebrochen sind. 


Orioceras cf. Kiliani Simion. 


Simionesceu: Studii geologice si paleontologice din Carpatii Sudici. Tab. VII, 
Fig. 1, pag. 88. 
Es ist ein Bruchstück von einem riesigen Crioceras vorhanden, 
das eine Breite von 65 mm zeigt. Es scheint der zitierten, von 
Simionescu beschriebenen Form am nächsten zu stehen. 


Aptychus Didayi Cog. 
Aptychus angulicostatus Pict. et de Lor. 
Aptychus Seranonis Cog. 


Pictet et de Loriol: Neocomien des Voirons (Materiaux pour la Paleontologie 
de la Suisse), pl. X, fig. 1—12, pl. XI, fig. 1—8. 
Diese Aptychen sind sehr häufig am großen Flößelberg. Zu be- 
sonderen Bemerkungen geben sie keinen Anlaß. 


Belemnites sp. 
Mehrere schlechterhaltene Exemplare. 


köhynchonella sp. 


Pyenodus Couloni Ag. 


Pictet: Terr. cr&t. de Ste. Croix (Materiaux pour la paleont. de la Suisse. II. ser.), 

pl. VII, Fig. 5—17. 

Ein fast vollständig erhaltener Kiefer, in dem nur einige Zähne 
fehlen. Er stimmt genau mit den Abbildungen überein, welche Pictet 
(l. ec.) gibt, so daß eine weitere Beschreibung und Abbildung über- 
flüssig ist. 


Uberschaut man die angeführten Fossilien des großen Flößel- 
berges, so ist es auf den ersten Blick klar, daß wir es hier mit 
Mittelneokom zu tun haben. Dafür sprechen vor allem die Leitfossilien: 
Orioceras Duvalii, Crioc. Quenstedti, Hoplites neocomiensis usw. Ferner 
sieht man, daß beide Horizonte des Mittelneokoms vertreten sind, das 
Valanginien und das Hauterivien. Für Valanginien spricht ganz ent- 
schieden Hoplites neocomiensis. Holcostephanus Jeannoti findet sich nach 
Angabe Kiliansin Südfrankreich stets an der Grenze von Valanginien 
und Hauterivien. Charakteristisch für Hauterivien hingegen sind folgende 
Formen: 


[7] Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 349 


Schloenbachia Kitti n. sp. 
Holcostephanus Sayni d’Orb. 
Holcodiscus incertus d’Orb. 
Hoplites angulicostatus d’Orb.!) 
Crioceras Duvalü Lev. 
Orioceras Quenstedti Ooster 


während indifferent sind: 


Phylloceras Thetys d’Orb. 

Lytoceras subfimbriatum d’Orb. 

Holcostephanus Astieri d’Orb. 

Aptychen, Bynchonella, Belemniten, 
Pycenodus Couloni. 


II. Fossilien von der Waldmühle. 


Dieser Steinbruch, welcher dunklen, sehr tonreichen Mergel 
enthält, lieferte bis jetzt folgende Formen: 


Phylloceras infundibulum d’Orb. 


Ammonites infundibulus: d’Orbigny, ]. c. pl. 39, fig. 4 et 5, pag. 131. 

Es ist nur ein Exemplar bekannt und dieses nur zum Teil er- 
halten, aber doch bestimmbar. Das so charakteristische Skulpturmerk- 
mal, daß nur eine Rippe bis zum Nabel reicht, die andere aber etwa 
auf dem äußeren Drittel endet, zeigt sich noch ganz deutlich, Und 
so herrscht vollkommene Übereinstimmung mit der Abbildung Sara- 
sins und Schöndelmeyers (l. ce. pl. I, fig. 1). 


Lytoceras sulfimbriatum d’Orb. 
Ammonites sulfimbriatus: d’Orbigny, ]. c. pl. 35, pag. 121. 
Es wurde nur ein Exemplar gefunden. 


Costidiseus recticostatus d’Orb, 


Ammonites recticostatus: d’Orbigny, ]. c. pl. 40, fig. 3 et 4, pag. 134. 
Costidiscus recticostatus: Uhlig (Denkschriften der Akademie der Wissenschaften, 

46. Band), Wernsdorfer Schichten, Taf. II, Fig. 5; Taf. V, Fig. 15; Taf. VII 

und VIII, Fig. 1—3, 8. 19. 

Von dieser Art wurden ziemlich viele Exemplare gefunden, 
welche zwar schlecht erhalten sind, äber sich doch noch mit Sicherheit 
bestimmen lassen. Die scharfen, gerade verlaufenden Rippen, die zahl- 
reichen Umgänge, die geringe Involution, das sind alles Merkmale, 
die jede Verwechslung ausschließen. 


Hoplites angulicostatus d’Orb. 
Ammonites angulicostatus: ’Orbigny, ]. c. pl. 46, fig. 3 et 4, pag. 146, 
Sehr viele Exemplare, aber schlecht erhalten. 


') Wenigstens im Gegensatz zum Valanginien. 


350 P. Steph. Richarz. [8] 


Orioceras Emmerici Lev. 


Orioceras Emmerieci: Leveille, M&m. de la societe geol. tome 2, pl. XXL, fig. 1 

et 2, pag. 314. 

Zwei recht typische Stücke, welche unzweifelhaft zu dieser Art 
sehören und sich von Crioceras Duvalii vom Flößelberge ganz deut- 
lich unterscheiden durch die scharfen Knoten und die feinen, wenig 
zahlreichen Zwischenrippen (3 und 4). 


Orioceras (Ancyloceras) Tabarelli Ast, 


Ancyloceras Tabarelli: Astier, Catalogue descr. des Ancyloceras, pl. 21, n. 9, 

pag. 449. 

Zwei nur zum Teil erhaltene Exemplare lassen sich mit ziemlicher 
Sicherheit als zu dieser Art gehörig bestimmen. Die Einrollung, die 
Knoten, die Anzahl der Zwischenrippen, alles paßt ganz genau auf 
die Beschreibung Astiers (l. c.). Allerdings gehen die Rippen nicht 
in gerader Linie, wie die Abbildung Astiers es anzugeben scheint, 
sondern bilden deutlich eine schwach gebogene Linie. Doch könnte 
das schwerlich ein Grund sein, bei der sonstigen Übereinstimmung 
die beiden Exemplare anders zu bestimmen. Jedenfalls steht die nahe 
Beziehung zu Ancyl. Tabarelli fest und diese Beziehung ist größer 
als zu einer jeden anderen bis jetzt beschriebenen Art. Von Crioceras 
Quenstedti zum Beispiel unterscheidet sie ganz deutlich die größere 
Involution der inneren Umgänge, die weiter auseinanderstehenden 
Hauptrippen und das schärfere Hervortreten der Knoten; von ÜUrioceras 
Emmerici der geringere Abstand der einzelnen Windungen und die 
geringere Nähe der Hauptrippen. Eine Abbildung gestatten die schlechten 
Stücke nicht. 


Desmoceras cf. cassidoides Uhl. 


Uhlig (Denkschriften der Akademie der Wissenschaften, 46. Band), Wernsdorfer 
Schichten, Taf. XVI, Fig. 4, S. 103. 


Haug (Beiträge zur Paläontologie Österreich - Ungarns und des Orients, VII. 

Band), Beitrag zur Kenntnis der oberneokomen Ammonitenfauna der Puez- 

alpe, Taf. IX, Fig. 1 und 2, 8. 201. 

Mehrere Exemplare glaube ich zu dieser Art rechnen zu dürfen. 
Sie sind charakterisiert durch die scharfen Einschnürungen (5 und 6 
auf dem Umgang), die von Wülsten begleitet werden, und durch den 
vollständig abgerundeten Externteil. Jedenfalls stehen die Stücke der 
zitierten Art sehr nahe, was für die später zu ziehenden Schlüsse 
genügt. 


Belemnites (Duvalia). 
Ein Bruchstück. 


[9] Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 351 


Überschaut man nun auch diese Fossilien, so fällt sofort die 
eigentümliche Tatsache auf, daß die Formen, welche am Flößelberge 
vorherrschten, hier bis auf eine verschwunden sind. Abgesehen von 
den langlebigen Phylloceras und Lytoceras ist nur noch Hoplites anguli- 
costatus vorhanden. Die neu auftretenden Arten aber weisen unzweifel- 
haft darauf hin, daß wir es jetzt mit dem Barremien zu tun haben. 
Es fanden sich ja die typischen Barr&ämeformen: 


Costidiscus recticostatus d’Orb. 
Desmoceras cf. cassidoides Uhl. 
Orioceras Emmerici Lev. 
Ancyloceras Tabarelli Ast. 


Das sind vier Formen, welche noch niemals tiefer gefunden 
worden sind als im Barr&me. Einige Schwierigkeit könnte noch machen 
der Hoplites angulicostatus, welcher nach der Literatur im französischen 
Barr&me nicht vorkommt, sondern nur im Hauterivien. Ebenso scheint 
er in der Fauna der Puezalpe in Südtirol zu fehlen. (Siehe die eben 
zitierte Arbeit von Haug.) Doch man vergleiche nur die Abhand- 
lung Uhligs „Uber neokome Fossilien von Gardenazza in Südtirol“ 
(Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Band 37) und man wird finden, daß 
dort (auf Seite 73) die in Frage stehende Art in acht Exemplaren 
unter typischen Barr&meformen aufgezählt wird. In den Karpathen 
kommt sie nach den Arbeiten Uhligs weder im Hauterivien noch 
im Barremien vor. 

Es ist also unzweifelhaft, daß an der Waldmühle das Barremien 
vertreten ist. Und somit ist es nun gelungen, auch in den Nordost- 
alpen nicht nur die Fossilien des Neokoms zu finden, wie es in 
den Roßfeldschichten schon der Fall war (vgl. Uhlig: Zur Kenntnis 
der Cephalopoden der Roßfeldschichten. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., 
Bd. 32, S. 375), sondern auch dieselben Horizonte zu unterscheiden, 
wie in Südfrankreich und in den Karpathen. Freilich herrscht hier bei 
uns kein so scharfer lithologischer Unterschied vor wie dort. Aber 
trotzdem ist die Fauna der einzelnen Niveaus, wie gezeigt wurde, 
scharf genuß unterschieden. Ich sagte, es herrscht kein scharfer 
lithologischer Unterschied. Aber ein feiner Unterschied ist doch vor- 
handen. Die Gesteine des Valanginien sind nämlich im allgemeinen 
etwas sandig, es wechseln an der Basis Sandsteinbänke mit dünn- 
schichtigen, kalkigen Mergeln ab, das Hauterivien besteht aus hellen 
und dunklen kalkreichen Mergeln und endlich im Barr&me herrschen 
dunkle, tonreichere Mergel vor. Das ist der Eindruck, den ein größerer 
Aufschluß macht. Aber trotzdem dürfte es ungemein schwer, ja 
meistens unmöglich sein, aus einem Handstücke zu entscheiden, 
welchem Niveau es entnommen ist. 


Außer diesen Fundorten wurden noch einige Fossilien an einem 
anderen kleinen Aufschluß gefunden. Er befindet sich an der anderen 
(linken) Seite des Kaltenleutgebener Tales, unmittelbar neben dem 
großen Steinbruche, in welchen die Zementfabrik der Waldmühle 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (P. St. Richarz.) 46 


352 P. Steph. Richarz. [10] 


hineingebaut ist, östlich von diesem. Es läßt sich aber aus den 
gefundenen Fossilien kein Schluß auf das Niveau machen und deshalb 
möge eine einfache Aufzählung genügen. 


Phylloceras cf. infundibulum 
Hoplites angulicostatus? 
Ptychoceras sp. 
‚Hamulina? 
Aptychus angulicostatus 

s Deranonis 

& Didayi. 


Auffallend ist das Vorherrschen der Aptychen. Sie finden sich 
in großer Menge, während man schon lange suchen muß, ehe man 
einen Ammoniten findet. Doch kann man eines dieser seltenen Exem- 
plare mit einiger Wahrscheinlichkeit zu Hopl. angulicostatus rechnen. 
Es wäre also das Hauterivien oder Barremien vertreten. Ganz in 
der Nähe, aber wieder auf der rechten Talseite, wurden noch einige 
bestimmbare Fossilreste aufgesammelt, und zwar Formen, welche einer- 
seits für Barr&mien, anderseits für Hauterivien sprechen, nämlich: 
Desmoceras cf. cassidoides Uhlig, genau gleich den schon beschriebenen 
Exemplaren vom Steinbruch an der Fischerwiese, COrioceras Villier- 
sianum d’Orb., Hoplites angulicostatus?, und endlich ein Haploceras 
@rasi d’Orb. Davon sind Desm. cassidoides und Crioceras Villiersianum 
charakteristisch für Barr&emien, Hoplites angulicostatus und Haploceras 
Grasi können dem Hauterivien angehören, kommen aber auch im 
Barremien vor. 


B. Lagerungsverhältnisse. 


Die Lagerungsverhältnisse sind am deutlichsten am großen Flößel 
aufgeschlossen. Es wurde schon erwähnt, daß dort zwei Horizonte 
vertreten sind, nämlich Valanginien und Hauterivien. Eine Unter- 
suchung an Ort und Stelle ergab folgendes: In den untersten Schichten 
fand sich .außer Aptychen und Belemniten nur Hoplites neocomiensis 
d’Orb. und ein Bruchstück, welches dem Hoplites hystricoides Uhl. 
anzugehören scheint. (Vergl. Uhlig: Denkschriften 72, Grodischter 
Schichten, Taf. I, Fig. 8, S. 39.) Bald aber stellten sich auch die 
oben beschriebenen, für Hauterivien charakteristischen Fossilien, be- 
sonders das Crioceras Duvalü Lev. ein, während Hoplites neocomiensis 
vollständig verschwand. In den noch höher gelegenen Partien fand 
sich bis jetzt nur ein Exemplar von Holcostephanus Jeannoti d’Orb., 
die abgebildete Form, also auffallenderweise ein Ammonit, welcher 
im französischen Neokom die Grenzschichten zwischen Valanginien 
und Hauterivien charakterisiert. Daraus würde folgen, daß die Neokom- 
schichten eine schiefe Synklinale bilden mit konstantem, erst steilen, 
dann sich verflachenden Einfallen nach Nordwesten. Die Schichten, 
welche wiederum dem Valanginien entsprechen müßten, wurden unter- 
sucht auf bezeichnende Fossilien, aber leider ohne jeden Erfolg. Doch 


[11] Die Neokombildungen bie Kaltenleutgeben. 353 


wurde in letzter Zeit ein Fxemplar von Crioceras Emmerici Lev. 
sefunden gerade an der Stelle, welche der Muldenmitte entsprechen 
müßte. Entscheidend aber für diese Fragen ist das Verhältnis des 
Neokoms zu den angrenzenden Bildungen, welches das Profil — 
Figur 1 — klarstellen soll. 

Wie aus diesem Profil ersichtlich, liegt das Neokom unmittelbar 
auf Hierlatzschichten (Funde von Spiriferinen, und zwar Spiriferina 
alpina Opp. und Spiriferina angulata Opp. beweisen das liassische 
Alter dieser roten Krinoidenkalke). Im Profil ist allerdings über dem 
Lias noch Jurakalk eingezeichnet. Doch ist das Alter dieses roten 
Kalkes mit Hornsteinen unbestimmt. Er könnte auch dem Lias an- 
sehören. Im Nordwesten grenzt an das Neokom unmittelbar das 
Tithon an, wie durch Aptychen (Aptychus Beyrichi Opp.) sichergestellt 
ist. Dann folgt am kleinen Flößel ein jurassischer Knollenkalk mit 


Fig. 1. 
JuraKalk Jurakalk mit 
Perisphinetes 


Lies | Valang. Hauterivien DValang. Tithon Rhat. 


Perisphincte. Dann endlich beginnt mit den versteinerungsreichen 
Kössener Schichten die Trias, deren Profil bis auf den Reiflinger 
Kalk deutlich erkennbar ist. Es müßte nun zwar zwischen dem 
Knollenkalke und den Kössener Schichten der Lias liegen. Davon 
ist aber weder hier noch im ganzen Gebiete etwas zu sehen. Es ist 
überhaupt eine eigentümliche Erscheinung, daß die Kössener Schichten 
immer vom Lias getrennt sind; entweder ist der eine oder der andere 
Horizont entwickelt, nie aber beide an derselben Stelle. Den Grund 
für diese Verhältnisse zu erforschen, muß späteren Untersuchungen 
vorbehalten bleiben. Jedenfalls können sie die Mulde nicht in Frage 
stellen. Auffallend ist außerdem noch, daß auf den Hierlatzschichten 
nicht direkt Tithon aufliegt, wie man erwarten sollte, sondern Neokom. 
Man könnte es vielleicht durch ein Absinken des einen Muldenflügels 
erklären. 
46* 


954 P. Steph. Richarz. [12] 


Zu sehr interessanten Resultaten hat das Studium der Ver- 
breitung des Neokoms in der Umgebung von Kaltenleutgeben ge- 
führt. Diese Verbreitung wird am besten die Kartenskizze Figur 2 
erläutern. 

Es bildet das Neokom, respektive Tithon-Neokom — denn eine 
Trennung ist in den meisten Fällen nicht möglich — einen zusammen- 
hängenden Zug von der Ruine Kammerstein bis weit über Kaltenleut- 
geben hinaus. Diesen Zug begleitet im Südosten fast ununterbrochen 
der obenerwähnte liassische Krinoidenkalk. Im Nordwesten aber 
schließen sich Jurakalke und vor allem, durch Versteinerungen nach- 
gewiesen, die Kössener Schichten an, und zwar in lückenlosem Zuge 
von dem Wege, welcher von der Vereinsquelle nach Kaltenleutgeben 
führt, bis auf die Höhe des kleinen Flößels (491 m hoch). Dann aber 
verschwinden sie allmählich, das Neokom erstreckt sich weiter hinein 
in den Hauptdolomit und geht bei der Waldmühle in einem Aste 
über Lunzer Sandstein und Reiflinger Kalk hinweg auf die andere 
Taiseite, während der andere Ast in normaler Weise weiterstreicht, 
bis er an der Ruine Kammerstein verschwindet, wo dann nur noch 
Tithon zu finden ist. 

Diese merkwürdige Tatsache bot Veranlassung zu eingehenderen 
Lokaluntersuchungen. Um genannte Erscheinung zu erklären, könnte 
man zwei verschiedene Wege einschlagen. Zunächst wäre eine Graben- 
versenkung denkbar, durch welche die Neokomschichten in die 
triadischen Bildungen eingebrochen und so vor der Zerstörung bewahrt . 
geblieben wären. Es müßte in diesem Falle das Neokom an einigen 
Stellen in normaler Lagerung geblieben sein, an anderen aber bald 
an den Hauptdolomit, bald an den Lunzer Sandstein, bald an den 
Reiflinger Kalk angrenzen, je nach der Tiefe des Einbruches oder der 
Ausdehnung der späteren Erosion. Eine zweite Annahme wäre die, 
daß das Neokom transgredierend auftrete, daß es sich also auf die 
gehobenen, zum Teil erodierten triadischen Bildungen abgelagert habe. 
Für diese letztere Annahme glaube ich vollständig zuverlässige Beweise 
anführen zu können. 

Eine solche Transgression macht zunächst höchstwahr- 
scheinlich der Umstand, daß die Trias in einem ununterbrochenen 
Zuge fortstreicht, was man besonders ersieht aus den leicht erkenn- 
baren Kössener Schichten, welche bei der Ruine Kammerstein, nördlich 
vom Neokom wieder zum Vorschein kommen 2), nachdem sie am kleinen 
Flößel verdeckt worden waren. Ferner zeigt dasselbe der Lunzer 
Sandstein, welcher in gerader Linie fortstreicht. An der Waldmühle 
verliert man allerdings seine Spur, aber die Terrainverhältnisse ver- 
langen entschieden, daß man unter dem Alluvium der dürren Liesing 
seine Fortsetzung suche. Doch würde dies alles nicht direkt gegen 
einen Einbruch sprechen. Deshalb mußten bessere Beweise gesucht 
werden. 

Wie schon gesagt, verschwinden die Kössener Schichten auf dem 
kleinen Flößel und dort, wo sie liegen müßten, findet man das Neokom. 
Ist diese Lagerung durch einen Bruch zustande gekommen, so müssen 


!) In die Kartenskizze sind sie durch ein Versehen nicht eingezeichnet worden. 


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356 P. Steph. Richarz. [14] 


natürlich die Kössener Schichten unter dem Neokom und unter den 
Jurakalken in der Tiefe liegen. Nun ist es mir aber geglückt, eine 
kleine Partie von Kössener Schichten mit den bezeichnenden Terebrateln 
(Coenothyris gregaria) als Klippe im Neokom aufzufinden und, was 
von großer Bedeutung ist, gerade an der Stelle, wo man sie erwarten 
mußte, nämlich genau auf der Verbindungslinie von der Spitze des 
kleinen Flößels (von der Höhe 491 m) bis zur Ruine Kammerstein. 
Das zeigt, daß die Trias auch unter dem Neokom regelmäßig fort- 
streicht und daß das Neokom nicht nur oberflächlich an den Haupt- 
dolomit oder den Lunzer Sandstein oder den Reiflinger Kalk anstößt, 
sondern unmittelbar auf diesen Bildungen liegt, daß 
also vor seiner Ablagerung schon eine weitgehende 
Abwaschung stattgefunden haben muß. Da aber wiederum 
eine Erosion von diesem Umfange nur auf gehobenen Schichten statt- 
finden kann, so mußauch eine mehr oder wenigerintensive 
Faltung dem Neokom vorausgegangen sein. 

Man kann sich diesen Vorgang etwa so denken: Nach Ablagerung 
des Doggers oder vielleicht erst nach Ablagerung des unteren Malms 
bildete sich die Antiklinale, deren Scheitel heute an der Waldmühle 
von der dürren Liesing durchschnitten ist, und ihr entsprechend ent- 
stand eine Mulde, deren südlicher Flügel durch die Hierlatzschichten 
bezeichnet wird. Dann setzte die Erosion ein, vertiefte die Mulde und 
durchschnitt quer die Antiklinale; es bildete sich einerseits ein Längs- 
tal, entsprechend der Mulde, anderseits ein Quertal, welches auf dem 
kleinen Flößel mündete und sich östlich von der heutigen Waldmühle 
erstreckte. Dann drang das Tithonmeer vor, füllte die Vertiefungen 
aus und bedeckte das ganze Gebiet mit seinen Ablagerungen. Das 
Neokommeer bildete noch mächtigere Sedimente. Diese alle wurden 
nun vor der Bildung der Oberkreide zugleich mit den älteren Schichten, 
diese zum zweiten Male, gefaltet und steil aufgerichtet. Die spätere 
Erosion und Denudation entfernte das Tithon-Neokom von den höher 
gelegenen Stellen. Nur in den tiefen Mulden konnte es sich erhalten 
und so sehen wir es heute teils normal und scheinbar konkordant ein- 
seklemmt zwischen den jurassischen Bildungen, teils aber über die 
obere und untere Trias transgredierend. 

Auch das Alter dieser Transgression läßt sich bestimmen. Im 
Jahre 1871 hat Toula einen Steinbruch in der Nähe der Neumühle 
am „Nordabhang des Bierhäuselberges“ beschrieben (Jahrbuch der 
k. k. geol. Reichsanstalt in Wien 1871). In diesem Steinbruche sind 
zu unterst Kössener Schichten aufgeschlossen, dann folgt der berühmte 
Klauskalk, welcher die vielen, schönen Ammoniten geliefert hat. Er 
wird überlagert von einem weißen oder rötlichen Kalke, welchen 
Toula dem unteren Malm zuteilt. Auf ihn aber folgt ein roter, 
sandigtoniger Kalkmergel. Dieser wurde von Toula (l. ce. pag. 446) 
bezeichnet als roter Kalk mit „weißen Flecken.“ Diese „weißen - 
Flecken“ sind nichts anderes als weiße Kalkstücke, welche dem ganzen 
Gesteine das Aussehen eines Konglomerats verleihen. Es sind Roll- 
stücke von jurassischem Kalke, welche in der roten Masse eingebettet 
sind. Es handelt sich also um ein echtes Grundkonglomerat. Und da _ 
es ferner gelungen ist, einige Aptychen in dem roten Bindemittel zu 


[15] Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. 357 


finden, nämlich Aptychus punctatus Voltz und Aptychus Beyrichi Opp., 
und zwar in der untersten Lage des Konglomerats, so ist es klar, 
daß die Transgression mit dem Tithon beginnt. Das 
Konglomerat ist an genannter Stelle etwa 2 m mächtig, geht dann 
über in rötliche Kalkmergel und endlich in das weiße Material, welches 
bei Rodaun so schön aufgeschlossen ist und so viele Aptychen ge- 
liefert hat. 

Diese Transgression des Tithons erklärt auch noch manche 
andere Lagerungsverhältnisse, welche ohne sie einfach unverständlich 
wären. So findet man zum Beispiel an mehreren Stellen kleine Partien 
des Tithons als letzte Denudationsreste auf dem Hauptdolomit oder 
dem Reiflinger Kalke auflagern. Doch müssen diese Verhältnisse im 
Zusammenhange mit dem Baue des ganzen Gebietes von Gießhübel 
bis Kalksburg betrachtet werden. Die Untersuchungen darüber sind 
aber noch nicht zum Abschluß gekommen. Sie seien deshalb einer 
späteren Abhandlung vorbehalten, in welcher dann auch die vor- 
liegende Arbeit durch eine genaue Karte, sowie durch noch andere 
Fundorte des Neokoms ergänzt werden soll. 

Die Verhältnisse bei Kaltenleutgeben dürften geeignet sein, 
auch auf eine andere viel zitierte und berühmte Lokalität ein neues 
Licht zu werfen, nämlich auf die Klippen von St. Veit. Schon Gries- 
bach schreibt („Der Jura von St. Veit bei Wien“, Jahrb. der k. k. 
geol. Reichsanstalt in Wien, 1868, pag. 129): „Während der ganzen 
Zeit des unteren und mittleren Malms mußte die Lokalität St. Veit 
soweit gehoben sein, daß sie trockenes Land darstellte. Erst später 
trat eine Senkung ein, die dann die UÜberflutung durch das Meer des 
oberen Malms und die Ablagerung roter Aptychenkalke zur Folge hatte. 
In dieser Periode ragten die Schichten des Doggers als Inseln aus 
dem Meere empor, um welche sich zonenförmig der rote 
Schiefer ablagerte.“ Auch Hochstetter hat gefunden („Klippe von 
St. Veit bei Wien“: Jahrb. der k. k. geol. Reichsanstalt in Wien, 
1897), daß der ganze Schichtenkomplex von den Kössener Schichten 
bis einschließlich Bathonien konkordante Lagerung zeigt, während 
Malm und Neokom senkrecht zu ihnen streichen“ (l. c. pag. 150). Er 
sucht dieses zwar durch eine Verwerfung zu erklären (l. ec. pag. 151). 
Aber da nun einmal die Transgression bei Kaltenleutgeben nach- 
gewiesen ist, so liegt es am nächsten, sie auch auf die Klippen von 
St. Veit anzuwenden und so wieder auf die Ansicht Griesbachs 
zurückzugehen, welche entschieden den Vorteil hat, daß sie die Er- 
scheinungen einfach und ungezwungen erklärt, was man von einem 
Bruche oder von Brüchen keineswegs sagen kann, wie ein Blick auf 
die geologische Karte von St. Veit (Griesbach in angeführter Ab- 
handlung) sofort zeigt. 


358 P. Steph. Richarz. 


Erklärung zu: Tafel IX. 


Fig. 1. Schloenbachia Kittli n. sp. 
a) Seitenansicht. 
b) Rückenansicht 


Fig. 2. Holcostephanus (Astieria) Astieri d’Orb. 
a) Flankenansicht. 
d) Der Mundrand in der 45°-Stellung. 


Fig. 3. Holcostephanus Jeannoti d’Orb. 
a) Flankenansicht. 
b) und c) Von der Externseite gesehen. 


Fig. 4. Hoplites angulicostatus d’Orb. 


[16] 


Das Original zu Fig. 1 befindet sich im k. k. naturhistorischen Hofmuseum, zu 


Fig. 2 in der Sammlung der k. k. technischen Hochschule in Wien. 


Die Originalien zu Fig. 3 u. 4 sind in der Sammlung des Missionshauses St. Gabriel 


bei Mödling. 


Steph. Richarz: Neokom v.Kaltenleutgeben. Tafel IX. 


ASwoboda nd Nat gezullith. Lith.Anst v. Th.Baunwarth Wien 
Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt.Band LIV. 190%. 
Verlag der kk.Geologischen Reichsanstalt Wien lll.RasumoffskySasse 23 . 


Kritische Besprechung einiger im. Verlaufe 
der letzten Jahre erschienenen Arbeiten über 
Fucoiden. 


Von Theodor Fuchs. 
Mit einer Lichtdrucktafel (Nr, X). 


Im Verlaufe der ietzten acht Jahre sind von seiten hochacht- 
barer Fachkollegen eine Reihe von kleineren und größeren Arbeiten 
erschienen, welche sich mit der Natur der sogenannten „Fucoiden* 
im allgemeinen, sowie mit jener der „Flyschfucoiden“ im speziellen 
. beschäftigen, Arbeiten, in denen die betreffenden Autoren, von ver- 
schiedenen Gesichtspunkten ausgehend, doch insgesamt gegen die von 
mir und Nathorst in dieser Sache vertretene Anschauung Stellung 
nehmen. 

Da die verehrten Kollegen sich hierbei meist direkt gegen meine 
- Arbeiten wenden, so wäre es meiner Ansicht nach wohl bereits seit 
langem meine Aufgabe gewesen, mich hierüber öffentlich zu äußern, 
sei es, um meinen Standpunkt zu verteidigen, sei es, um einen Irrtum 
offen einzugestehen. 3 | 

Es würde wohl für die Öffentlichkeit ohne Interesse sein, die 
Gründe anzugeben, warum dies bisher nicht geschah, doch will ich 
nur so viel bemerken, daß die Ursache davon keineswegs in der 
Materie der Diskussion selbst lag und daß ich während dieser ganzen 
Zeit durch die Argumente meiner verehrten Gegner nicht einen Augen- 
blick an der Richtigkeit meines Standpunktes irre wurde. 

Ich will es nunmehr versuchen, im Nachfolgenden eine alte 
Schuld einzulösen und die Gründe auseinanderzusetzen, welche mich 
hindern, meinen bisherigen Standpunkt in dieser Frage aufzugeben. 

Die Arbeiten, welche ich hierbei im Auge habe und auf die sich 
meine kritischen Bemerkungen beziehen sollen, sind in chronologischer 
Reihenfolge die nachstehenden: 

1896. W.v. Gümbel. Vorläufige Mitteilung über Flyschalgen. (Neues 
Jahrbuch für Mineralogie.) 

1896. A. Rothpletz. Über die Flyschfucoiden und einige andere 
fossile Algen sowie über liasische, diatomeenführende Horn- 
schwämme. (Zeitschrift der Deutschen geologischen Gesellschaft.) 

1897. J. Lorenz v. Liburnau. Eine fossile Halimeda aus dem 
Flysch von Muntigl (monticulus) bei Salzburg. (Sitzungsberichte 
der Wiener Akademie der Wissenschaften.) 

Jahrbuch @. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Th. Fuchs.) 47 


360 Theodor Fuchs. [2] 


1900. J. Lorenz v. Liburnau. Zur Deutung der fossilen Fucoiden- 
gattungen Teenidium und Gyrophyllites. (Denkschriften der kais. 
Akad. der Wissenschaften Wien.) 


1901. W. Pfaff. Bemerkungen über Chondriten und ihre Entstehung. 
(Geogn. Jahreshefte. Jahrg. XIV. München 1901.) 


1902. J. Lorenz v. Liburnau. Ergänzung zur Beschreibung der 
fossilen Halimeda Fuggeri. (Sitzungsberichte der Wiener kais. 
Akademie der Wissenschaften.) 


Ich glaube jedoch bei Besprechung dieser Arbeiten nicht die 
chronologische Reihenfolge einhalten zu sollen, sondern halte es für 
zweckmäßiger, mich hierbei von der Natur des Inhaltes derselben 
leiten zu lassen. 

Ich will daher in erster Linie die Arbeiten Lorenz v. Libur- 
naus besprechen, da dieselben sich nicht nur durch besondere Objek- 
tivität, Gründlichkeit und Genauigkeit auszeichnen, sondern überdies 
von einem Autor herrühren, der zu den ausgezeichnetsten Kennern 
des Meereslebens gehört und dessen Ansichten in dieser Materie 
daher von vornherein ein hoher Grad von Autorität innewohnt. 

In zweiter Linie werde ich die Arbeit Rothpletz’ behandeln, 
die sich ebenfalls durch Gründlichkeit auszeichnet und in welcher ein 
ganz neuer Gesichtspunkt in die Diskussion gebracht wird. 

Die Arbeiten Gümbels und Pfaffs werde ich nur anhangs- 
weise kurz besprechen; die erstere enthält nicht viel Neues und 
letztere bringt einen Gesichtspunkt in die Diskussion, der wohl voll- 
kommen neu und originell ist, wie ich aber gleich hier bemerken 
möchte, mir vollkommen unhaltbar erscheint. 

Bevor ich jedoch zu meiner eigentlichen Aufgabe übergehe, 
halte ich es für zweckmäßig, hier eingangsweise Dasjenige zu präzi- 
sieren, was ich als das Wesentliche meines Standpunktes betrachte, 
und halte ich dies um so mehr für geboten, als ich ja in nebensäch- 
lichen Dingen meine Ansichten im Verlaufe der Zeit mehrfach modi- 
fiziert habe. 

Als wesentlichen Punkt meiner Anschauung betrachte ich dem- 
nach, daß die fraglichen pflanzenähnlichenFossilien 
(Fucoiden) nach Maßgabe aller konkurrierenden -Um- 
stände unmöglich Organismen gewesen sein können, 
welche frei wuchsen und sodann als Fremdkörper im 
Sediment eingebettet wurden, daß vielmehr alle 
Fucoiden entweder vom Anbeginn an oder im weiteren 
Verlaufe ihrer Ausbildung ein verzweigtes Röhren- 
system darstellten, welches von außen her mit anor- 
ganischem Sediment ausgefüllt wurde, aus welcher An- 
schauung weiter folgt, daß Fucoiden niemals ver- 
schwemmte Körper sein können, sondern stets genau 
an jener Stelle entstanden, an der sie gegenwärtig 
gefunden werden. 

Wodurch und auf welche Weise diese pflanzenähnlichen 
verzweigten Röhrensysteme gebildet wurden, darüber läßt sich meiner 
Ansicht nach im gegenwärtigen Augenblicke nichts Bestimmtes und 


[3] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 361 


Positives sagen und alle Ansichten, die bisher über diesen Punkt 
geäußert wurden, erheben sich nicht über das Niveau von Mut- 
maßungen. 

Zuerst nahm man an, daß diese Gänge durch Würmer gegraben 
wurden, später deutete ich auf die Möglichkeit hin, daß dieselben 
als Nester für gewisse Tiere oder aber auch zur Aufnahme von Eiern 
dienten, wobei ich jedoch weniger an die eigentlichen Fucoiden 
(Chondriten und Verwandte), als vielmehr an die Alectoruriden 
(Spirophyton, Taonurus, Rhizocorallium, Dietyodora ete.) dachte. 

Gegenwärtig möchte ich noch auf eine weitere Möglichkeit hin- 
weisen, die sich namentlich auf die eigentlichen strauchartig ver- 
zweigten Fucoiden bezieht, eine Möglichkeit, die übrigens bereits von 
Potonie angedeutet wurde. 

Ich halte es nämlich gegenwärtig nicht für ausgeschlossen, daß 
diese verzweigten Fucoiden tatsächlich Pflanzen- oder Tierkörper 
darstellen, aber es müßten solche gewesen sein, welche nicht frei 
wuchsen, sondern im Boden oder auch im festen Gestein bohrten. 


Daß es eine ganze Reihe von pflanzlichen Organismen, und zwar 
sowohl Algen als Pilze gibt, welche in festen Substanzen wie Knochen, 
Zähnen, Kalkstein usw. bohren und strauchförmig verzweigte Gänge 
von der Oberfläche aus gegen das Innere vortreiben, ist ja hinläng- 
lich bekannt und möchte ich zur Orientierung nur auf eine Arbeit 
von Bonnet und Flahault hinweisen), in der nicht weniger als 
zehn derartige pflanzliche Organismen behandelt werden, von denen 
acht zu den Algen und zwei zu den Pilzen gerechnet werden. 


Wenn man die beigegebenen Tafeln durchsieht, so wird man 
sewiß in vielen Fällen eine "große Ähnlichkeit mit manchen Fucoiden 
finden und zeigt namentlich der auf Taf. X, Fig. 1 abgebildete Sipho- 
nocladus voluticola in auffallender Weise alle wesentlichen Eigenschaften 
eines im Mergelkalke freischwebenden Chondrites. 


Allerdings muß ich sofort hervorheben, daß die vorerwähnten ver- 
zweigten, bohrenden Thalome durchschnittlich viel kleiner als unsere 
gewöhnlichen Fucoiden, ja daß die Mehrzahl derselben geradezu von 
mikroskopischer Kleinheit ist, so daß dieselben nicht unmittelbar zur 
Vergleichung mit den in Rede stehenden Objekten herangezogen 
werden können. 

Es sind jedoch auch ähnliche, augenscheinlich von sehr ein- 
fachen Organismen erzeugte verzweigte Gänge bekannt, die bedeu- 
tend größer sind und sich in ihren Dimensionen ganz gut mit manchen 
Fueoiden vergleichen lassen. 

Wenn man eine beliebige Belemnitella mueronata aus der weißen 
Kreide in die Hand nimmt und die Oberfläche aufmerksam betrachtet, 
wird man auf derselben fast immer eine Anzahl zierlicher weißer 
Rosetten erkennen, die von dichotomisch verzweigten Ästen gebildet 
werden, die von einem Punkte aus radial ausstrahlen. 


!) Bonnet und Flahault, Sur quelques plantes vivant dans le test cal- 
quaire des mollusques. (Bull. Soc. botaniques de France XXXVI. 1889. Enthält 
auch sehr viel Literatur.) 

47* 


362 Theodor Fuchs. ' i [4] 


: Betrachtet man dieses Gebilde mit einer Lupe, so erkennt man, 
daB das Zentrum dieser Rosette von einem feinen Loche gebildet wird 
und daß die ausstrahlenden Äste nichts anderes als hohle, dichotomisch 
verzweigte Gänge sind, welche unter der Oberfläche der Belemnitella 
verlaufen und mit weißer Kreide angefüllt sind. 

Diese kleinen Rosetten sind für mich das Prototyp eines Fucoiden, 
es sind verzweigte Gänge, die von einem Punkte aus nach verschie- 
denen Richtungen in eine feste Unterlage getrieben und hinterher 
von außen her mit anorganischem Sediment. ausgefüllt. wurden. Es 
zeigt dieser Fall zugleich, daß derartige Gänge nicht notwendig in 
-die Tiefe der Unterlage eindringen müssen, sondern auch knapp unter 
der Oberfläche des Substrats horizontal verlaufen können. 

Außer diesen Rosetten kommen jedoch auf denselben Belem- 
‚nitellen unter ganz gleichen Umständen noch andere Gänge vor, von 
denen einige unregelmäßig oder streng dichotomisch strauchförmig ver- 
ästelt sind, während andere ungeteilt bleiben und geradlinig verlaufen. 

Quenstedt und Hagenow!) haben diese Gänge unter dem 
Namen Dendrina und Talpina beschrieben, ohne sich jedoch ‚bestimmt 
über die Natur der Organismen auszusprechen, durch welche die- 
selben erzeugt wurden. 

In neuerer Zeit wurden ähnliche verzweigte Röhren von Fischer 
in verschiedenen rezenten Muschelschalen beobachtet und nachge- 
wiesen, daß dieselben von sehr einfach gebauten Sarcodetieren, wahr- 
scheinlich Protisten, erzeugt würden ?). 

Daß es auch Spongien gibt, die in festem Substrat bohren, ist 
wohl allgemein bekannt und die Gattung Vioa ein naheliegendes Bei- 
spiel hierfür. 

Die Vioen bilden in ihrem Substrat kugelige Kammern, die durch 
feine Gänge untereinander in Verbindung stehen. 

In den meisten Fällen liegen diese” Kammern gleichmäßig nach 
allen Richtungen hin dicht aneinander, so daß das harte Substrat, 
möge dasselbe ein Kalkgeschiebe oder ein dickes Konchyliengehäuse 
sein, schließlich das Aussehen einer blasigen Lava erhält. 

Es ist dies jedoch nicht immer so. 

In manchen Fällen reihen sich vielmehr die kugeligen Kammern 
nach einer Richtung reihenweise aneinander, ja es kommen auch 
Fälle vor, wo diese Kammerreihen sich äußerst regelmäßig wiederholt 
‘dicehotomisch teilen. Sehr ausgezeichnete Beispiele hiervon fand Kustos 
Kittl auf Kalkgeschieben von Lussin piccolo und erlaube ich mir, 
auf Taf. X einige Proben dieses interessanten Vorkommens nach 
photographischen Aufnahmen darzustellen. 

Stellt man sich vor, daß derartige Gänge in früheren geologischen 
Epochen im festen Gestein gebildet und nachträglich von einer anderen 
Substanz, allenfalls einem grauen Schlamme ausgefüllt wurden, so würde 
man dieselben, wenn man sie heutigentags im Gesteine fände, ganz 


!) Quenstedt, Petrefaktenkunde Deutschlands 1846 —1849, pag. 469, Tab. 

30, Fig, 36,,37, 

Hagenow, Monographie der Rügenschen Kreideversteinerungen. II. Abt. 

(Leonh. und Braun. Neues Jahrbuch 1880, pag. 670.) 
2) Comptes rendus. 1875. Vol. 81, pag. 1131 


5] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 363 


ohne Zweifel für Fucoiden halten und wahrscheinlich mit der Gattung 
Hormosir«a identifizieren, wie denn auch Heer tatsächlich ganz ähnliche 
Gebilde unter diesem Namen abgebildet und beschrieben hat). 

Ich gehe nun zu meinem eigentlichen Thema über, indem ich, 
wie eingangs erwähnt, in erster Linie die Arbeiten von J. v. Lorenz 
bespreche. 

Lorenz sieht in den Flyschfucoiden wirkliche Algen, und zwar 
gewöhnliche Algen, die frei im Meere wuchsen und entweder an Ort 
und Stelle von Sediment umhüllt oder aber von ihrer Unterlage los- 
gerissen und weiter fortgeschwemmt als Fremdkörper in Schlamm 
und Sand eingebettet wurden. 

Zur Begründung und Bekräftigung dieser Ansicht sucht er die 
fossilen Fucoiden mit den lebenden Algen zu vergleichen und den 
Nachweis zu führen, daß dieselben sich großenteils gauz ungezwungen 
‚auf bestimmte lebende Gattungen zurückführen ließen. 

Den ersten Anstoß zu diesen Studien gaben ihm, wie es scheint, 
einige Stücke, welche er im Salzburger Museum in der reichen 
Sammlung von Flyschfucoiden fand, die daselbst durch die Be- 
mühungen von Prof. Fugger, Prof. Kastner und Baron v. Dobl- 
hoffaus dem kretazischen Flysch von Muntigl und Bergheim zusammen- 
gebracht worden, welche Stücke er so sehr mit der lebenden Gattung 
Halimeda übereinstimmend fand, daß er dieselben direkt als Halimeda 
Fuggerii beschrieb und abbildete (l. c.). 

Ich muß gestehen, daß bereits diese Stücke keinen überzeugenden 
Eindruck auf mich machten. 

Das Fossil ist für,eine HZalimeda von wahrhaft riesiger Größe 2); 

der Thallus ist, obwohl er aus acht Gliedern besteht, vollkommen 
unverzweigt, von einer Inkrustation ist keine Spur vorhanden; was aber 
die Hauptsache ist,. das Fossil scheint gar nicht aus einer Folge aus- 
einandersprossender Glieder zu bestehen, sondern es macht vielmehr 
den Eindruck einer bandförmigen Achse, an der hintereinander paar- 
weise Ausweitungen ständen. 
Lorenz hebt übrigens alle diese Differenzen selbst hervor, 
doch scheinen sie ihm nicht von prinzipieller Bedeutung zu sein, und 
was den letzten Punkt betrifft, so sucht er denselben mit der Be- 
merkung zu erklären, daß die einzelnen Glieder ungewöhnlich lang 
gestielt seien. 

Es scheint jedoch, daß Lorenz bei weiteren Studien und bei 
der Vergleichung weiterer Stücke selbst von einigen Skrupeln erfaßt 
wurde, so daß er in einem Nachtrage zu seiner ersten Publikation 
den Namen Halimeda Fuggerii in Halimedides Fuggerü änderte. 

Was bei Lorenz hauptsächlich Skrupel erzeugt zu haben 
scheint, ist folgendes: 

Er fand unter den zahlreichen Stücken der Salzburger Samm- 
lung auch solche, bei denen die einzelnen vermeintlichen Glieder soweit 
auseinandergerückt erschienen, daß der sie verbindende bandförmige 


ı) Siehe Heer, Flora foss. Helv. Taf. LXVII., Fig. 8, 9, 10, 12, 13. 


°’) Die gegebene Abbildung ist auf die Hälfte der natürlichen Größe redu- 
ziert und trotzdem noch bedeutend größer als irgendeine bekannte Halimeda. 


364 Theodor Fuchs. [6] 


Strang nieht gut mehr als „Stiel“ der Glieder betrachtet werden 
konnte, ja es fand sich schließlich ein Stück, an dem nach einer Folge 
weit auseinanderstehender blattförmiger Glieder diese Blattbildung voll- 
ständig aufhörte und der verbindende bandförmige Strang sich ohne 
jede Anhänge vollkommen selbständig ungegliedert und unverzweigt 
eine weite Strecke hinaus fortsetzte. 

Um diese sonderbaren Verhältnisse zu erklären und trotz den- 
selben die Verwandtschaft der in Rede stehenden Fossilien mit Hali- 
meda aufrecht zu erhalten, geht Lorenz auf den inneren Bau der 
lebenden Halimeda-Arten ein. 

Er weist darauf hin, daß bei manchen Halimeda-Arten die 
einzelnen Glieder eine mediane Rippe besäßen, ja daß es Arten 
gäbe, bei denen diese medianen Rippen der einzelnen Glieder sich 
zu einem fortlaufenden Strang verbänden, der gegenüber den blatt- 
förmigen Erweiterungen der Glieder eine gewisse Selbständigkeit zeige. 

Diese Selbständigkeit drücke sich darin aus, daß bei manchen 
Arten die seitlichen blattförmigen Ausbreitungen der Glieder sich vom 
Strange ablösen ließen, ja daß bisweilen an einzelnen Zweigen des 
Thallus die Bildung blattförmiger Spreiten ganz unterbleibt, so daß 
streckenweise nur der nackte Strang übrig bleibe. 

Wenn man diese Darstellung einfach liest, so scheint darin 
allerdings ein vollkommenes Analogon zu den erwähnten eigentüm- 
lichen Verhältnissen des vorerwähnten Fossils gegeben und man könnte 
die Frage damit als befriedigend gelöst betrachten. 

Wesentlich anders gestaltet sich die Sachlage freilich, wenn man 
sich nicht mit dieser prinzipiellen Darlegung begnügt. sondern die 
fraglichen Objekte seibst in Betracht zieht und vor allen Dingen 
untersucht, was es denn mit den vorerwähnten, angeblich nackten 
Strängen von Halimeda für eine Bewandtnis habe. 

Bei dem vorerwähnten Fossil erscheint der mediane Strang als 
einfaches, unverzweigtes und ungegliedertes Band. 

Betrachtet man jedoch die Abbildungen, die Lorenz von den 
sogenannten nackten Achsen von Halimeda gibt, so findet man, 
daß dieselben verzweigt und so deutlich gegliedert sind, wie 
der Halimedenthallus überhaupt. 

Die Gestalt der einzelnen Glieder ist hierbei zylindrisch, tonnen- 
förmig, keilförmig, oder aber, wenn in den einzelnen Gliedern außer 
der medianen Rippe auch noch zwei seitliche Nebenrippen vorhanden 
waren, dreiteilig, kleeblattförmig. Es geht schon aus diesen Um- 
ständen hervor, daß der Vergleich des medianen Bandes der in Rede 
stehenden Fossilien mit dem medianen Strange bei Halimeda sich 
nicht aufrecht erhalten lasse, Noch mehr dürfte sich dies jedoch 
aus nachstehender Darstellung ergeben. 

Zu den häufigsten Vorkemmnissen im Flysch von Bergheim und 
Muntigl gehören lange, glatte, unverzweigte und ungegliederte Bänder, 
die gewöhnlich einen wellenförmigen Verlauf zeigen und was die äußere 
Form betrifft, vielleicht am besten mit Posidonienblättern verglichen 
werden können. 

Derartige Vorkommnisse sind auch sonst vielfach beschrieben 
worden und werden gewöhnlich mit dem Namen Halymenites belegt. 


[7] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 365 


Mitunter findet man nun an diesen bandförmigen Körpern paarige 
seitliche Auftreibungen, die eine verschiedene Form besitzen, zumeist 
aber zusammen ‘einen herz- oder nierenförmigen Umriß zeigen und 
in jeder Beziehung vollkommen einem sogenannten Gliede der ver- 
meintlichen Halimeda entsprechen. 

Diese herz- oder nierenförmigen seitlichen Verbreitungen kommen 
entweder vereinzelt vor oder sie wiederholen sich an demselben Haly- 
menites-Band in ganz unregelmäßigen Abständen. 

Bisweilen folgen dieselben auch ziemlich dicht nacheinander und 
derartige Vorkommnisse sind es, die Lorenz als Halimeda be- 
schrieben hat. 

Von den einfachen glatten Halymenites-Bändchen bis zu der von 
Lorenz zuerst als Halimeda Fuggeri beschriebenen Form sind alle 
Übergänge vorhanden und unterliegt es für mich keinem Zweifel, daß 
alle die Formen nur im Zusammenhange betrachtet werden dürfen. 

Faßt man aber alle diese Formen als eine zusammengehörige 
Einheit auf, dann dürfte es meines Erachtens nach keinen Phycologen 
geben, der in derselben eine Halimeda oder auch nur eine mit Halimeda 
verwandte Form sehen würde. 


Der Thallus von Halimeda ist verzweigt und ge- 
gliedert. 


Das fragliche Fossil von Muntigl ist unverzweigt 
und ungegliedert. 


Das Thallom von Halimeda bildet sich dadurch, daß 
aus dem Rande der vorhandenen Glieder neue Glieder 
hervorsprossen. 


Das vermeintliche Thallom des fraglichen Fossils 
von Muntigl kommt augenscheinlich dadurch zustande, 
daß an einem unverzweigten, bandartigen Strange sich 
mitunter seitliche Aussackungen oder blattartige Ver- 
breitungen bilden. 


Wenn mir auf diese Weise der Nachweis der Übereinstimmung 
der fraglichen Muntigler Fucoiden mit einer bestimmten rezenten Algen- 
sattung, speziell mit Halimeda nicht erbracht erscheint, so scheint es 
mir auch, daß die von Lorenz, rücksichtlich des Genus Taenidium 
gegebene Erklärung, einer genaueren, kritischen Prüfung nicht stand- 
zuhalten vermag. 

Lorenz ist der Ansicht, daß die scheinbare Gliederung der 
Taenidium-Aste tatsächlich keine Gliederung ist, sondern daß viel- 
mehr die Thallusäste Spirale darstellen, und vergleicht die Taenidien 
infolgedessen mit den spiralig gewundenen Formen von Volubilaria, 
speziell der Volubilaria mediterranea. 

Nun ist esja gewiß, daß innerhalb jener problematischen Fossilien, 
die im allgemeinen als Hieroglyphen und Fucoiden zusammengefaßt 
werden, das Auftreten von Spiralwindungen sehr verbreitet ist und 
will ich in dieser Richtung nur auf die bekannten Gattungen Daimon- 
helix, Spirophytum und die wunderbare Gattung Ditcyodora hinweisen. 

Aber auch unter den eigentlichen Fucoiden kommen wirkliche 


366 Theodor Fuchs. [3] 


Spiralwindungen vor. Squinabol?) beschreibt unter dem Namen 
Bostricophyton Pantanelli aus dem eozänen oder oligozänen Flysch von 
San Martino in Vallato einen Fucoiden, der vollständig einem Chondrites 
intricatus oder arbusculus gleicht, mit dem einzigen, allerdings sehr 
wesentlichen Unterschiede, daß die feinen, fadenförmigen Ästchen in 
einer zierlichen feinen Spirale eingerollt sind. 

Ich habe derartige Vorkommnisse in den verschiedenen italieni- 
schen Museen mehrfach gesehen und habe die Form neuerer Zeit. 
auch im Flysch der Umgebung Wiens in der Pfalzau bei Preßbaum 
aufgefunden. 

Außer diesen beschreibt Squinabol aus dem Flysch von 
Settignano noch eine zweite Art, die er Bostricophyton etruscus nennt. 
Es ist dies eine geradlinige Spirale von zirka 4 cm Länge mit fünf 
Umgängen. Die Windungen sind viel dicker als bei der erstgenannten 
Art und am Rücken zugeschärft ?). 

Auch diese Form habe ich mehrfach in italienischen Museen 
gesehen und gleichen die Stücke stets vollständig der von Squinabol 
gegebenen Abbildung. Es waren stets unverzweigte, geradlinige Spirale 
mit scharfem Rücken. 

Das von Heer aus dem Flysch der Prättigau unter dem Namen 
Caulerpa Eseri Ung.?) beschriebene und abgebildete Fossil stellt, 
wie ich mich durch Besichtigung des Originalexemplars im Züricher 
Museum überzeugen konnte, ebenfalls einen mit dunklem Sediment 
ausgefüllten Spiralgang dar, wobei die Windungen jedoch einen ge- 
wölbten Rücken besitzen. 

Unter solchen Umständen hätte das Vorkommen auch eines 
größeren Fucoiden mit spiralgewundenen Ästen gewiß nichts Auffallen- 
des, ja man möchte es eigentlich beinahe erwarten und ich muß be- 
kennen, daß ich bereits lange vor dem Erscheinen der Lorenzschen 
Arbeit selbst oft die Frage erwog, ob die scheinbare Gliederung der 
Taenidien nicht in Wirklichkeit auf einer Spiralwindung beruhe. 

So sorgfältig ich aber auch alle mir zugänglichen Taenidien unter- 
suchte, so konnte ich doch absolut keine Stütze für diese Ansicht finden 
und das Schlußresultat blieb immer, daß hier eine einfache Gliederung, 
respektive eine Reihe von Einschnürungen vorliege und die Taeni- 
dien einen Typus darstellen, der in weiterer Entwicklung zu Formen 
führen müßte, wie sie Heer als Hormosira beschreibt, Formen, bei 
denen die einzelnen kugeligen Glieder nur mehr in ganz losem Zu- 
sammenhang miteinander stehen ?). 

Die Glieder der Taenidien liegen häufig schief, indem sie ent- 
weder von rechts nach links oder von links nach rechts aufsteigen. 
Würde diese schiefe Stellung der Ausdruck einer Spiralwindung sein, 
so müßten die Umgänge offenbar auf der rückwärtigen Seite in um- 
gekehrter Richtung aufsteigen. Hiervon konnte ich mich jedoch nie- 
mals überzeugen. 


!) Squinabol, Alghe e Pseudoalghe fossili italiane (Atti della Soc. Ligust. 
di Sc. nat. e geogr. I. 1890). pag. 40, 

2) 1. .c. pag. 41], Taf. X es 

a a sa LET 1 BD, a 2 

*) Siehe Heer, l. c. Taf. LXVII, Fig. 8, 9, 10, 12, 13. 


[9] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 367 


Der rückwärtige, verkehrt aufsteigende Teil war niemals zu 
sehen und niemals bloßzulegen und man hatte stets das Bild eines 
gegliederten, respektive eingeschnürten Schlauches vor sich. 

Was auch weiter sehr für das Vorliegen einer Gliederung spricht, 
ist die Beschaffenheit der Astenden. Diese sind regelmäßig kuppel- 
förmig, wie man dies erwarten muß, wenn man eine Gliederung an- 
nimmt. Wäre eine Spirale vorhanden, so müßten dieselben stets in 
einer seitlichen Spitze enden. 

Lorenz hat dieses Moment selbst ganz richtig erkannt, glaubte 
sich aber dadurch über diese Schwierigkeit hinaussetzen zu können, 
daß es ihm mitunter doch gelang, unregelmäßig zugespitzte Zweig- 
enden aufzufinden. 

Es liegt aber wohl auf der Hand, daß bei der Unregelmäßigkeit 
der Ablösung des Gesteines derartige Verzerrungen des Umrisses not- 
wendigerweise vorkommen müssen und bin ich überzeugt, daß es sich 
in den von Lorenz erwähnten Fällen tatsächlich nur um solche 
handelt. 

Tatsache ist, daß in allen Fällen, in denen man gut erhaltene 
Zweigenden von Tänidien vor sich hat, dieselben kuppelförmig enden. 

Lorenz scheint auch sehr viel Gewicht auf den Umstand zu 
legen, daß man nicht selten Taenidienäste findet, bei denen die ein- 
zelnen Glieder scheinbar isoliert und durch Sediment voneinander 
getrennt erscheinen und scheint er hierin einen Beweis für die Existenz 
von Spiralwindungen zu sehen. Es wäre dies jedoch ganz verfehlt, 
denn ein gegliederter Strang muß bei oberflächlicher Bloßlegung genau 
dasselbe Bild geben. 

Lorenz hat wohl selbst das Gewicht der Tatsache erkannt, 
daß man bei den Taenidienästen niemals eine freie Spirale wirklich 
sieht, hat sich aber über diese Schwierigkeit durch den Nachweis 
hinwegzuhelfen gesucht, daß enggewundene und gepreßte Äste von 
Volubilaria ein Bild geben, welches ganz einem gegliederten Strange 
gleicht und von Taenidienästen nicht unterschieden werden kann. 

Dies ist nun allerdings ganz richtig, aber hieraus folgt meiner 
Ansicht nach nur, daß enggewundene Spirale und gegliederte Stränge 
unter gewissen Umständen sich nicht unterscheiden lassen und daß 
demnach die Taenidien trotz des gegenteiligen äußeren Aussehens 
Spirale sein könnten, keineswegs liegt aber hierin der Beweis, 
daß sie auch wirklich Spirale sind. 

Ich habe bei meiner bisherigen Darstellung von einer soge- 
nannten Taenidienform abgesehen, welche Lorenz auf Taf. II, Fig. 7 
abbildet, und zwar aus dem einfachen Grunde, weil mir dieses Fossil 
absolut nicht in den Formenkreis von Taenidium zu gehören scheint 
und meiner Ansicht nach einen vollkommen fremden Körper darstellt !). 

Hier sieht man allerdings eine deutliche freie Spirale, deren 
Umgänge einen scharfen, schneidenden Rücken zeigen, und stimmt 
dieses Fossil auf das genaueste mit jenem von mir bereits erwähnten 
überein, welches Squinabol(l. ce.) als Bostricophyton etruscus beschreibt. 


1) Lorenz gibt leider nicht an, woher die von ihm gegebene Abbil- 
dung stammt. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Th. Fuchs.) 48 


368 Theodor Fuchs. [10] 


Ich habe, wie bereits vorher erwähnt, ganz gleiche Vorkomm- 
nisse in Italien mehrfach gesehen und stimmten dieselben stets unter- 
einander vollkommen überein. 

Immer waren es geradlinige, unverzweigte Spirale 
von mäßiger Länge mit freien, scharfrandigen Umgängen. 


Von irgendwelchen Übergängen in Taenidien oder von einer 
Zugehörigkeit zu diesem Genus war niemals eine Spur zu bemerken 
und so lange etwas Derartiges nicht nachgewiesen ist, hat man meines 
Erachtens kein Recht, diese Vorkommnisse in den Formenkreis von 
Taenidium mit einzubeziehen. L 

Nach alledem scheint mir die Ubereinstimmung der spiralge- 
drehten Formen von Volubilaria und Taenidium nicht nachgewiesen 
zu sein und vermag ich daher auch den daraus abgeleiteten Beweis 
von der Algennatur von Taenidium nicht anzuerkennen. 

Ich komme nun zu dem dritten von Lorenz behandelten Genus, 
nämlich dem Genus Gyrophyllites. 

Lorenz sieht in dem Genus Gyrophyllites eine Alge aus der 
Familie der Acetabularien und glaubt dasselbe infolge der verhält- 
nismäßig dicken Achse und den zahlreichen übereinanderstehenden 
Quirlen mit Pleiophysa vereinigen zu sollen. 

Wollte man bloß‘ die äußeren morphologischen Verhält- 
nisse ins Auge fassen, so läßt sich nicht leugnen, daß dieselben in 
diesem Falle so übereinstimmend sind, daß sich von diesem Stand- 
punkte aus keine ernstlichen Bedenken gegen die von Lorenz ge- 
machte Identifikation erheben ließen. 

Anders verhält sich freilich die Sache, sobald man etwas genauer 
auf das Objekt eingeht, und fallen hier vor allem die eigentümlichen 
siechelförmigen Querlinien auf, welche die einzelnen radialen 
Blätter tragen und welche wie Zuwachsstreifen aussehen. 


Diese eigentümlichen Pseudozuwachsstreifen sind ein ganz cha- 
rakteristisches Kennzeichen sehr vieler Pseudoalgen und findet sich 
in ganz ähnlicher Weise bei Aymenocyclus, Taonurus sowie bei vielen 
Spirophyton-Arten, Münsterien und dergleichen. 

Um zu zeigen, wie bezeichnend diese eigentümliche Zeichnung 
ist, möchte ich nur Folgendes anführen. 


Zur Zeit, als die Steinbrüche von Bergheim und Muntigl so reich 
an Fucoiden waren und die jetzige schöne Fucoidensammlung im Salz- 
burger Museum angelegt wurde, besuchte mich eines Tages Baron 
J. Doblhoff, der sich lebhaft für diese Vorkommnisse inter- 
essierte, und zeigte mir eine große Anzahl von Photogrammen, die 
er von diesen Vorkommnissen hatte anfertigen lassen. 


Unter diesen befand sich auch eine größere Anzahl der in Rede 
stehenden Gyrophylliten, die mir damals noch insofern vollkommen 
neu waren, als ich sie bis dahin noch niemals in natura gesehen 
hatte. 

Auffallend war nur hierbei der Umstand, daß mehrere dieser 
Gyrophylliten in ganz übereinstimmender Weise einen längeren Stiel 
zeigten, der sich scheinbar im Zentrum der Sterne ansetzte und dem 
Ganzen täuschend das Aussehen einer gestielten Blüte gab. 


[1 1] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 369 


Einen ganz ähnlichen Stiel zeigt auch der von Glocker ab- 
gebildete Gyrophyllit, von dem Lorenz in seiner Arbeit eine Repro- 
duktion der Abbildung gibt. 

Glocker war tatsächlich der Ansicht, daß hier ein gestielter, 
blütenförmiger Körper vorliege, und dasselbe war auch die Ansicht 
Baron Doblhoff’s in bezug auf die Gyrophylliten von Salzburg 
und hatte er für dieselben sogar einen provisorischen Namen vor- 
geschlagen, durch den er dieser Anschauung Ausdruck verlieh. 

Würde man zu jener Zeit bereits die Anschauungen Lorenz’ 
ventiliert haben. so würde man in diesen gestielten Sternen unzweifel- 
haft flach gepreßt auf der Schichtfläche liegende Exemplare von Poly- 
physa gesehen haben. 

Als ich nun die Bilder der Gyrophylliten näher ins Auge faßte, 
fielen mir sofort die vorerwähnten sichelförmigen Querstreifen auf 
und ich sprach sofort die Vermutung aus, daß hier ein Spirophyton- 
artiges Fossil vorläge. ja ich hielt es sogar für möglich, daß das 
Ganze nichts anderes als ein winziges Spirophyton wäre. Ich teilte 
dies auch Baron Doblhoff mit und ersuchte ihn in Salzburg, an 
den Originalstücken zu prüfen, ob die Gyrophylliten sich nicht spiral- 
förmig senkrecht zur Oberfläche der Schichtung in das Innere des 
Gesteines fortsetzen. 

Baron Doblhoff versprach auch, dies zu veranlassen und kurze 
Zeit hierauf erhielt ich auch (soviel ich mich erinnere, von Prof. 
Fugger) einen Brief. in dem mir mitgeteilt wurde, daß meine Ver- 
mutung sich bestätigt habe, indem der Gyrophyllit sich tatsächlich 
senkrecht auf die Schichtung im Gestein fortsetze und eine zentrale 
Achse vorhanden sei, die senkrecht das Gestein durchdringe. 

Auf mein Ansuchen wurde mir hierauf eine größere Anzahl von 
Gyrophylliten und sonstigen Fucoiden zur Ansicht, Untersuchung und 
eventuellen Bestimmung zugeschickt. 

An diesen Stücken bestätigte ich denn auch sofort die senk- 
rechte Stellung der Gyrophylliten im Gestein, erkannte aber auch 
zugleich, daß hier keine spiralförmig gedrehte Form vorliege 
wie bei Spirophyton, sondern daß die einzelnen Gyrophylliten Quirle 
bilden, die in ganz kurzen Abständen dichtgedrängt an einer zen- 
tralen Achse aufgereiht seien, so daß man beim Absprengen eines 
Gyrophylliten unter demselben sofort einen neuen Gyrophylliten an- 
trifft ). 

Lorenz hat die erwähnten sichelförmigen oder bogigen Quer- 
striche auch gesehen und bei der großen Genauigkeit und Gewissen- 
haftigkeit seiner Beobachtungen hat er auch ausdrücklich darauf 
hingewiesen, daß derartige Querstreifen bei Polyphysa und Pleiophysa 
nicht vorhanden wären. Er glaubte diesem .Punkte jedoch keine 
größere Bedeutung beilegen zu sollen und da er an getrockneten 
Exemplaren der vorerwähnten Algen bisweilen verschiedene unregel- 


!) Lorenz bemerkt in seiner Arbeit pag. 54, daß Fugger und Kastner 
zuerst das Vorkommen mehrerer Gyropbylliten im Gestein konstatiert hätten und 
dieses Merkmal von mir hinterher als allgemeines Charakteristikum der Salzburger 
Gyrophylliten aufgestellt worden wäre. — In Wirklichkeit verhielt sich die Sache 
wie vorerwähnt. 

ds“ 


370 Theodor Fuchs. [12] 


mäßige Schrumpfungsfalten beobachtete, glaubte er annehmen zu 
dürfen, daß die erwähnte Zeichnung der einzelnen Blätter von Gyro- 
phylliten durch ähnliche untergeordnete Umstände hervorgerufen sein 
könnte. 

Ich kann mich dieser Ansicht nicht anschließen. Die Schrumpfungs- 
falten, die man bisweilen an Exemplaren von Polyphysa und Pleiophysa 
beobachtet, haben einen ganz verschiedenen Charakter und anderseits 
erweisen sich diese zuwachsstreifenartigen, sichelförmigen Querstreifen 
bei zahlreichen Pseudoalgen als so beständig und charakteristisch, 
daß dieselben meiner Ansicht nach unbedingt mit der Entstehungs- 
geschichte dieser Fossilien in einem ursächlichen Zusammenhange 
stehen müssen. 

Muß mir daher von meinem Standpunkte aus bereits die vor- 
erwähnte sichelförmige Querstreifung als ein Moment erscheinen, das 
ein sehr ernstes Hindernis für die Identifizierung von Gyrophyllites 
mit Pleiophysa bildet, so gibt es noch einen anderen Umstand, der 
mir diese Vergleichung gänzlich unstatthaft erscheinen läßt, und dies 
ist die Erhaltungsweise der Gyrophylliten. 

Alle bekannten Gyrophylliten stecken senkrecht 
im Gestein. 

Nun wird zwar immer wieder darauf hingewiesen, daß ja Algen 
am Orte ihres Wachstums allmählich von feinem Sediment umhüllt 
und so körperlich in das Sediment eingeschlossen werden könnten. 

Man könnte auch vom grünen Tische aus meiner Ansicht nach 
die Möglichkeit eines solchen Vorganges gewiß nicht geradezu 
in Abrede stellen, aber ich glaube, daß jedermann, der nur einiger- 
maßen Studien am Meeresufer gemacht hat, wird zugeben müssen, 
daB solche Vorgänge doch nur ganz ausnahmsweise eintreten 
könnten. 

Im vorliegenden Falle handelt es sich aber um keine Aus- 
nahme, sondern um ein typisches Vorkommen. Es sind gegen- 
wärtig eine lange Reihe von Gyrophylliten aus den verschiedensten 
Formationen bekannt und alle ohne Ausnahme stecken senk- 
recht im Gestein. Da kann wohl von ausnahmsweisen Mös- 
lichkeiten nicht gut die Rede sein und ich glaube, daß jeder 
Naturforscher, der das Gesetz des Kausalnexus im Auge behält, sich 
wird sagen müssen, daß hier ein notwendiger Zusammen- 
hang zwischen äußerer Form und Art des Vorkommens 
vorliegt, der in der Entstehungsweise-des 'Fossils 
begründet sein muß. 

Hiermit aber ist, wie ich glaube, der Vergleichung von Gyro- 
phyllites mit Pleiophysa oder überhaupt mit den bekannten Acetabu- 
larien der Boden entzogen. 

Nachdem ich auf diese Weise das Wesentliche dessen vor- 
gebracht habe, was ich in Bezug der Arbeiten Lorenz’ bemerken 
zu sollen glaubte, wende ich mich nunmehr der Arbeit von Roth- 
pletz zu. 

Rothpletz steht auf einem vollständig anderen Standpunkte 
als Lorenz. 

Er hält von vornherein die Identifizierung der fossilen Fucoiden 


[13] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. a7l 


mit bestimmten lebenden Algengattungen für aussichtslos und sucht 
durch eine möglichst genaue chemische und mikroskopische 
Untersuchung der fossilen Fucoidenkörper die wahre Natur dieser 
Fossilien festzustellen. 

Es muß ohne Zweifel zugestanden werden, daß diese Methode 
von vornherein als eine wissenschaftlich vollkommen korrekte be- 
zeichnet werden muß und die auf diese Weise gewonnenen Resultate 
die höchste Beachtung verdienen. 

Ich glaube daher auch die von Rothpletz gegebene Dar- 
stellung möglichst eingehend besprechen zu sollen und tue dies in 
der Weise, daß ich mich den von Rothpletz an erster Stelle be- 
handelten Flyschfucoiden zuwende. 

Rothpletz glaubt in dem Fucoidenkörper organische Elemente 
nachweisen zu können, die aus gegliederten und verzweigten Zellfäden 
sowie aus Spuren eines parenchymatiscnen Zellgewebes bestehen. 

Das parenchymatische Zellgewebe wird von Rothpletz aller- 
dings mehr angenommen, als wirklich direkt nachgewiesen, indem er 
annimmt, daß die im Chondritenkörper zerstreuten Partikelchen von 
Eisenoxyd Ausfüllungen von Zellenlumina darstellen; die gegliederten 
und verzweigten Zellfäden aber werden von ihm direkt abgebildet 
und man muß nach der Zeichnung wohl zugeben, daß die dargestellten 
Gebilde Zellfäden ähnlich sind und, soweit man urteilen kann, solche 
sein könnten. 

Sollte sich dies nün wirklich so verhalten, und durch eine Beob- 
achtung Gümbels, der an Chondrites affinis ebenfalls Zellfäden 
beobachtet haben will, erhält diese Angabe noch eine weitere Stütze, 
so wäre meiner Ansicht nach die pflanzliche Natur der Chondriten 
so ziemlich sichergestellt. 

Aber auch in diesem Falle dürfte man meiner Ansicht nach 
nicht an freilebende Algen, sondern man müßte an bohrende Pflanzen 
denken, die nach der Art der Mycelien in das feste Substrat hinein- 
wuchsen. 

Man könnte hierbei noch an etwas Anderes denken. 

Es ist ja bekannt, daß die bohrenden Thallophyten zumeist im 
kalkigem Substrat bohren und daß sie hierbei den kohlensauren Kalk 
auflösen. 

Stellen wir uns nunmehr vor, daß in einer Bank von festem 
Kalkmergel das verzweigte Thallom eines Thallophyten sich ver- 
breitet und hierbei den kohlensauren Kalk auflöst, so müßte ja 
schließlich ein Gebilde entstehen, das im wesentlichen vollkommen 
einem Flyschfucoiden gleicht. Wir würden dann in der Mergelbank 
einen pflanzenähnlichen Körper finden, der der Hauptsache nach aus 
von Zellfäden durchzogenen kalkfreien Silikaten besteht, in dem zu- 
gleich die im Mergel zerstreuten Kohlenpartikelchen sich angereichert 
hätten. 

Ich muß gestehen, daß diese Idee außerordentlich verführerisch 
ist und mich lange Zeit beschäftigte, dennoch aber glaube ich nicht, 
dab sie sich aufrecht erhalten läßt, und zwar aus dem Grunde, weil 
die zwischen den Mergelbänken des Fiysches liegenden weicheren, 
schieferigen Zwischenschichten meist aus genau demselben 


379 Theodor Fuchs. [14] 


kalkfreien und kohlenreichen Silikatmaterial be- 
stehen wie die Körper der Fucoiden. 

Rothpletz hat diesen Verhältnissen auch seine Aufmerksam- 
keit zugewendet, gibt aber an, er hätte bei Untersuchungen im Felde 
die fraglichen Zwischenschichten stets kalkreich, mithin wirkliche 
Mergel darstellend gefunden, während die Fucoidenkörper an der- 
selben Ortlichkeit vollkommen kaikfrei gewesen seien. 

Es kann mir natürlich nicht beifallen, die so bestimmt gemachten 
Angaben Rothpletz’ in Zweifel ziehen zu wollen und kann ich 
daher nur konstatieren, daß dieselben im Widerspruche mit meinen 
eigenen Erfahrungen stehen. 

Ich habe sofort nach Lektüre der Rothpletzschen Arbeit das 
ganze Material von derartigen Zwischenlagen vorgenommen, welches 
ich eben zur Hand hatte. Es waren im ganzen neun Proben von sehr 
verschiedenen Fundpunkten. Von diesen neun Proben verhielten sich 
acht gegen Salzsäure vollkommen indifferent und ließen nicht die 
geringste Kohlensäureentwicklung erkennen, ja sie änderten ihr Ver- 
halten auch nicht im mindesten, nachdem ich die Substanz pulverisiert 
und die Salzsäure erwärmt hatte, genau so wie die entsprechende 
Substanz der Fucoidenkörper, mit der sie auch die äußerst zarte 
pelitische Struktur, den eigentümlichen Fettglanz und in vielen Fällen 
eine talkartige Beschaffenheit teilten, die bei den Fucoiden so ver- 
breitet ist und auch von Gümbel ausdrücklich hervorgehoben wird. 

Die neunte der vorerwähnten Proben, aus einem Bruche bei 
der ehemaligen Zementfabrik vom Fuße des Leopoldberges an der 
Straße nach Klosterneuburg stammend, zeigte ein schwaches Brausen. 
Es war dies ein sehr kohlenreiches, tiefschwarzes Material. 

Die Fucoiden im Liegenden dieser Zwischenschichte (es waren 
ungewöhnlich große und reichverzweigte Exemplare von Chondrites 
affinıs, welche die Mergelbank nach allen Richtungen durchzogen), 
bestanden aber ebenfalls aus diesem tiefschwarzen Material und zeigten 
dasselbe leichte Brausen wie die darüber liegende Zwischenschichte. 

Ich will damit. nicht im mindesten in Abrede stellen, daß im 
Flysch überhaupt Mergelzwischenlagen vorkommen, dies würde der 
Wirklichkeit durchaus nicht entsprechen. Ich habe selbst im Flysch- 
gebiete genug weiche Mergelzwischenlagen beobachtet, doch fanden 
sich dieselben zumeist zwischen Sandsteinbänken und nicht zwischen 
den fucoidenführenden Mergelkalkbänken. 

Übrigens fehlen sie gewiß auch hier nicht ganz und ich erinnere 
mich speziell eines auch in anderer Beziehung merkwürdigen Falles, 
den ich einmal in einem Steinbruche am Anfange des Kierlinger 
Tales bei Klosterneuburg beobachtete. 

Hier fanden sich in einer Bank von lichtem Mergelkalk zahl- 
reiche. Exemplare eines dicken, scheinbar gegliederten Fucoiden von 
tieischwarzer Farbe, während doch zu meinem Erstaunen das un- 
mittelbar Hangende von einem weißlichen Mergel gebildet wurde. 

Als ich aber diese weißliche Mergelschichte näher untersuchte, 
indem ich mit dem Hammer tiefer hineinarbeitete, fand ich, daß die- 
selbe ganz von unregelmäßig schlierigen Lagen der vorerwähnten 
schwarzen Substanz durchzogen war und war demnach doch auch hier 


15] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 373 


die schwarze Substanz der Fucoiden auch in der hangenden Bank 
vorhanden. 

Auch sonst fand ich, daß das kalkfreie Material im Hangenden 
einer fucoidenführenden Bank bisweilen nur sehr geringe Mächtigkeit 
hatte und daher auch leicht übersehen werden konnte. 

Die Herkunft und die Bildungsweise dieser sonderbaren kalk- 
freien Zwischenschichten inmitten von Bänken, die zum größten Teile 
aus kohlensaurem Kalke bestehen, ist allerdings an und für sich auch 
wieder eines jener Rätsel, deren der Flysch noch so viele bietet, und 
wüßte ich für den Augenblick durchaus keine befriedigende Erklärung 
für die Entstehungsweise derselben zu geben. 

Anfangs dachte ich daran, daß hier ein einfacher Auslaugungs- 
prozeß vorliege, indem das auf den Schichtflächen zirkulierende Wasser 
den kohlensauren Kalk, den es im Verlaufe seines Weges antraf, auf- 
selöst und fortgeführt hätte. 

Solche Prozesse finden ja bekanntlich im Kalkgebirge nicht selten 
statt, aber das Resultat derselben ist stets ein erdigtoniges Residuum, 
nicht aber eine so eigentümlich, meist ölgrüne fettglänzende Sub- 
stanz und überdies würde dies auch nicht erklären, warum denn die 
Fucoidenkörper aus genau derselben Substanz beständen. 

Als ich später die Möglichkeit ins Auge faßte, daß die Flysch- 
fucoiden durch bohrende Pflanzen hervorgebracht wurden, die hierbei 
den Kalkgehalt des Substrats auflösten, schien es mir, daß man die- 
selbe Erklärungsweise vielleicht auch auf die kalkfreien Zwischen- 
schichten anwenden könnte. 

Man könnte sich ja vorstellen, daß ähnliche kalkverzehrende 
Mycelien auch in den weichen Mergellagen der Oberfläche gewuchert 
und hier kalkfreie Schichten erzeugt hätten, während dabei ihre 
Form eben infolge der Weichheit des Materials nicht erhalten blieb. 

Dies alles hätte sich zur Not annehmen lassen, wenn man bloß 
die Verhältnisse des Wienerwaldes ins Auge faßt, wo die in Frage 
stehenden Zwischenlagen stets nur von untergeordneter Mächtigkeit, 
ja mitunter von so geringer Entwicklung sind, daß sie leicht über- 
sehen werden können. 

Ganz anders gestalten sich freilich die Verhältnisse, wenn man 
den Flysch der Apenninen, zum Beispiel jenen der Umgebung von 
Bologna, Modena usw. in Betracht zieht. 

Hier erreichen diese Materialien, die bei uns nur Zwischen- 
schichten von geringer Mächtiekeit bilden, eine Mächtigkeit von 
mehreren hundert Metern und treten mitunter selbständig gebirgs- 
bildend auf. Es sind dies die berüchtigten „Argille scagliose*, der 
Schrecken aller Ingenieure, die in solchem Terrain eine Straße zu 
bauen, eine Eisenbahn zu führen oder gar einen Tunnel anzulegen 
haben. 

Es ist dies eine kalkfreie, sich fettig anfühlende, fettglänzende 
und meist ölgrüne Substanz, die bis ins kleinste hinein von glänzen- 
den Rutschflächen und Harnischen durchzogen, scheinbar durch Druck 
in kleine linsenförmige Körper aufgelöst ist, die sich aber ihrerseits 
wieder zwiebelartig abschuppen lassen, wobei immer wieder neue 
glänzende Flächen zum Vorschein kommen. 


974 Theodor Fuchs. [16] 


In einem solchen Gebirge ist alles wie im Flusse und einen 
Tunnel in solchem Gebirge anzulegen, ist genau so, als wenn man 
einen Tunnel in einem Reisbrei anlegen wollte. 

In den Massen dieser „Argille scagliose* gleichsam schwimmend, 
findet man Bänke von Kalkmergel (Alberese), die mitunter ganz erfüllt 
sind von Fucoiden, die aus derselben Substanz bestehen wie die 
umgebenden Argille scagliose. i 


Die italienischen Geologen bringen diese Argille scagliose mit 
Vorliebe mit vulkanischen und plutonischen Vorgängen in Zusammen- 
hang, sie behaupten, daß sie meist mit Serpentinen in Verbindung 
stehen und durch allmähliche Übergänge vermittels Serpentinschiefer 
in massigen Serpentin übergehen. ! 

Es muß jedoch betont werden, daß die Argille scagliose auch im 
Flysch des Apennin durchaus nicht immer so vorwaltend ausge- 
bildet sind, sondern daß sie auch hier meist nur Zwischenlagen 
zwischen den Alberese-Bänken bilden, wenn dieselben auch durch- 
schnittlich eine bedeutendere Mächtigkeit zeigen als bei uns. 


Rothpletz geht von der Tatsache aus, daß die Zwischenlagen 
der fucoidenführenden Mergelbänke auch aus kalkigem Mergel be- 
stehen und die kalkfreie Substanz der Fucoidenkörper etwas denselben 
Eigentümliches sei, und erwächst ihm hieraus naturgemäß die Aufgabe, 
nachzuweisen, auf welchem Wege diese eigentümliche Versteinerungs- 
weise zustande gekommen. Er meint, daß man sich den Vorgang 
folgendermaßen vorstellen könne. 

Das Gestein ist von Gesteinsfeuchtigkeit durchzogen, welche in 
demselben langsam zirkuliert und Kieselsäure und kohlensauren Kalk 
in Lösung hält. An jenen Stellen nun, wo dem Mergel Pflanzenkörper 
eingelagert sind, findet eine fortwährende Entwicklung von Kohlen- 
säure statt, durch welche der Absatz von kohlensaurem Kalke ver- 
hindert wird, während sich Silikate unbehindert bilden können. 


Auf diese Weise wurde der ursprüngliche, kohlige Pflanzenkörper 
in ein kalkfreies Thonerdesilikat verwandelt. 

Es möchte mir nun allerdings scheinen, daß man in diesem 
Falle eigentlich eher eine Verkieselung des Pflanzenkörpers als 
eine Bildung so komplizierter Silikate hätte erwarten sollen, doch will 
ich diesem Einwurfe keine größere Bedeutung beilegen. Weitaus 
bedenklicher ist aber ein anderer Einwurf. 


Fossile Pflanzenreste gehören doch zu den häufigsten Vorkomm- 
nissen und finden sich solche in allen Weltteilen in den Schiefern 
und Mergelschichten aller Formationen in ungeheurer Menge. Wie 
kommt es nun, daß man bei diesen noch niemals jene eigentümlichen 
Silikate als Versteinerungsmittel gefunden hat, welche bei den Flysch- 
fucoiden, man möchte fast sagen ausnahmslos, gefunden werden? 


Bei allen diesen unzweifelhaften Pflanzenresten findet bei der 
Fossilisation ein ganz anderer Vorgang statt. 

Die Pflanzensubstanz verkohlt in der Regel und bleibt, wenn der 
Pflanzenteil ein Blatt gewesen, ein zusammenhängendes Kohlenhäutchen 
zurück, welches je nach Umständen von größerer oder geringerer 
Dicke ist und an dem man, wie bekannt, noch sehr häufig den 


[17] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 3 


mikroskopischen Bau der Epidermis und der Spaltöffnungen nach- 
weisen kann. 

In manchen Fällen ist dieses Häutchen allerdings so dünn, daß 
es sich nicht mehr selbständig abheben läßt, sondern nur als schwarze 
Färbung erscheint, und schließlich kommen auch sehr viele Fälle vor, 
in denen die Pflanzensubstanz vollständig verschwunden ist und das 
Fossil nur als Abdruck erscheint. 

Diese Erhaltungsweise zeigt sich aber nicht nur etwa bei Teilen 
von Phanerogamen, sondern auch bei allen unzweifelhaften 
Algen, wie zum Beispiel bei den an manchen Orten in unseren sar- 
matischen Schichten in so großer Menge vorkommenden Uystosiren, 
bei der auch von Rothpletz unter dem Namen Siphonothallus 
taenitatus aus der oberoligozänen Molasse von Siegsdorf beschriebenen 
sowie bei zahlreichen anderen Algen, deren Aufzählung hier wohl 
nicht nötig ist. 

In allen diesen Fällen finden wir entweder ein- 
fache Verkohlung oder aber einen bloßen Abdruck, 
niemalsabereine ErsetzungdesPflanzenkörpers durch 
eine fettglänzende, kalkfreie, vonstaubfeinen Kohlen- 
partikelehen durchsetzte tonige Substanz. 

Umgekehrt ist aber noch kein Beispiel bekannt, daß man einen 
Flyschtucoiden in der Form eines zusammenhängenden Kohlenhäutchens 
aufgefunden hätte und treten’ dieselben vielmehr fast ausnahmslos 
in der vorbeschriebenen Form aus einer kalkfreien Tonsubstanz be- 
stehend auf. 

Bei solchen Umständen wäre es wohl die Aufgabe Rothpletz’ 
gewesen, nachzuweisen, welches denn die besonderen Umstände 
gewesen, welche bei den Flyschfucoiden fast ausnahmslos diese ganz 
einzig dastehende Versteinerungsweise bedingen, welche in anderen 
Ablagerungen weder bei Phanerogamen noch auch bei wirklichen 
Algen gefunden wird. 

Von einem derartigen Nachweise ist jedoch bei Rothpletz 
nieht eine Spur zu finden und vermag ich daher auch nicht, der ver- 
suchten Erklärung desselben einen ernsteren Wert beizumessen. 

Fasse ich weiter ins Auge, dab Rothpletz’ Annahme von der 
stets mergeligen Natur der Zwischenschichten eine ganz sicher irrige 
ist, daß vielmehr in sehr großer Verbreitung Zwischenschichten vor- 
kommen, welche genau ebenso kalkfrei sind wie die Substanz der 
Fucoidenkörper und sich überhaupt substantiell gar nicht von den- 
selben unterscheiden, so ist es mir unmöglich, den Ausführungen 
Rothpletz’, soweit dieselben die substantielle Beschaffenheit des 
Fucoidenkörpers in Betracht ziehen, irgendwelche Beweiskraft zu- 
zugestehen. 

So viel, was die Mitteilungen Rothpletz’ über die Flysch- 
fucoiden betrifft, und gehe ich nunmehr zur Betrachtung jenes Teiles 
der Rothpletzschen Arbeit über, in dem er die sogenannten Fu- 
coiden der bituminösen Sehiefer von Boll behandelt. 

Hier bietet sich uns nun ein vollständig verschiedenes Bild. 

Bestanden die Fucoiden des Flysches aus einer kalkfreien Sili- 
katsubstanz, welche meistens in eine kalkreiche Matrix eingeschlossen 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Th. Fuchs.) 49 


376 Theodor Fuchs. [18] 


war, so haben wir hier pflanzenähnliche Körper vor uns, die um- 
gekehrt “fast nur aus kohlensaurem Kalk bestehen und in einem dunk- 
len, schwärzlichen, bituminösen Tonschiefer eingeschlossen sind. 

In den kalkreichen Flyschbänken heben sich die stets dunkler 
gefärbten Fucoiden meist scharf von der lichten Matrix ab. 

In den nunmehr in Betracht kommenden Vorkommnissen von 
Boll ist das Verhältnis aber umgekehrt, hier ist die Matrix dunkel, 
nahezu schwarz, während die Fucoiden lichtgrau oder geradezu 
weiß sind. 

Es ist wohl natürlich, daß Rothpletz, der ein so großes Gewicht 
auf die chemische Natur dieser Objekte legte, bereits durch diesen 
Umstand dahin geführt werden mußte, in den Fucoiden der Boller 
Schiefer etwas ganz anderes zu sehen als in den Flyschfucoiden und 
schien ihm auch eine mikroskopische Untersuchung dieses Körpers 
bald den Schlüssel zur Erklärung des Rätsels zu bieten. 

Eine mikroskopische Untersuchung der weißen Substanz, aus 
der die sogenannten Fucoiden der Boller Schiefer bestehen, ergab 
nämlich, daß dieselben zum weitaus größten Teile aus Kokkolithen 
bestehen, zwischen denen sich in zweiter Linie Spongiennadeln, 
Foraminiferen, Diatomeen und eigentümliche braune, bisweilen ver- 
zweigte Fasern fanden, die. bisweilen einen Zentralkanal erkennen 
ließen und eine vollständige Übereinstimmung mit den Fasern von 
Hornschwämmen zu zeigen schienen. 

Auf diese Beobachtungen gestützt, hielt sich Rothpletz für 
berechtigt, diese sogenannten Fucoiden für Hornschwämme zu erklären, 
welche in ihrem Grundgewebe Kokkolithen, Foraminiferen und Dia- 
tomeen einschlossen, wie dies in ähnlicher Weise auch die rezenten 
Hornschwämme tun sollen. 

Den Gehalt von Bitumen, den bereits Maillard in den soge- 
nannten Fucoiden der Boller Schiefer nachgewiesen, führt Roth- 
pletz auf die vorerwähnten Hornfasern zurück. 

Ich muß gestehen, daß, sofern sich die Angaben Rothpletz’ 
bestätigen sollten, man auf Grund der von ihm gegebenen Darstellung 
keine ernstlichen Einwürfe gegen seine Auffassung erheben könnte 
und möchte ich nur auch hier die Bemerkung machen, daß, falls hier 
wirklich Hornschwämme vorliegen sollten, dieselben meiner Ansicht 
nach bohrende gewesen sein müßten. 

Es fällt allerdings auf, daß Hornschwämme bisher noch niemals 
fossil gefunden worden sind, daß es höchst unwahrscheinlich erscheint, 
daß sich Hornfasern als solche sollten fossil erhalten haben; auch 
sind Hornschwämme, welche Kokkolithen so massenhaft in ihrem 
Grundgewebe aufspeichern, meines Wissens nicht bekannt und was 
schließlich den Bitumengehalt dieser Körper betrifft, so ließe sich 
derselbe meiner Ansicht nach viel einfacher aus dem Bitumengehalte 
der Schiefer ableiten; ist dieser in demselben doch so groß, daß die 
Schiefer zur Petroleumerzeugung, ja mitunter direkt zur Feuerung 
benutzt werden und müßte es ja geradezu wundernehmen, wenn 
keine Spur dieses Bitumens auch in die eingeschlossenen Körper sollte 
eingesickert sein. 

Alles dies wäre jedoch nicht gerade ausschlaggebend, dagegen 


[19] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 377 


gibt es einen anderen Punkt, der mir viel bedenklicher zu sein scheint 
und der mich einstweilen noch verhindert, mich der Rothpletzschen 
Ansicht anzuschließen. 

Unter den sogenannten Fucoiden der Boller Schiefer lassen sich 
der äußeren Beschaffenheit nach zwei Formen unterscheiden: eine 
glatte und eine gekörnelte; die erstere wurde zumeist als Fucoides 
oder Chondrites bollensis, die zweite als Phymatoderma oder Sphaero- 
coccoites crenulatus beschrieben. 

Rothpletz hält beide Formen für Hornschwämme und glaubt 
von diesem Standpunkte aus der Oberflächenbeschaffenheit keine be- 
sondere Bedeutung zuschreiben zu können und faßt beide Typen 
unter dem Namen Phymatoderma zusammen, indem er zugleich diesen 
Namen nur auf solche Fossilien beschränkt wissen will, die nach- 
wejisbar Hornschwämme sind. 

Rothpletz spricht von der granulierten Oberfläche des 
Phymatoderma crenulatum als von einem unwesentlichen Merkmale, 
scheint mir aber hierbei ganz zu übersehen, daß diese sogenannte 
Körnelung der Oberfläche sich eigentlich nur auf der Oberfläche des 
eingeschlossenen Körpers findet; untersucht man jedoch nach der Ent- 
fernung des Materials, aus dem der Pseudofucoid oder der Horn- 
schwamm gegenwärtig besteht, die Innenfläche des auf diese Weise 
bloßgelegten Hohlraumes, so findet man hier nicht unbestimmte Ab- 
drücke einer oberflächlichen Granulierung, sondern man findet einen 
sehr scharf ausgeprägten zelligen oder klein wabenförmigen Bau, der 
mir ein sehr charakteristisches und typisches Merkmal zu bilden scheint. 


Einen ganz genau gleichartigen zelligen Bau findet man aber 
auch bei Phymatoderma (Granularia) arcuatum und habe ich den- 
selben auch in ganz ausgezeichneter Weise in der Sammlung Bos- 
niaskis auf einigen Spirophyten gesehen, die in sehr zartem Schlamm 
eingeschlossen, eine außergewöhnlich gute Erhaltung der zarteren 
Details erkennen lieben. 

Diese zellig-wabige Schicht scheint mir viel zu typisch und 
charakteristisch zu sein, als daß ich mich entschließen könnte, die- 
selbe für eine qualite negligeable zu halten und von fucoidenälhn- 
lichen Fossilien, welche sie in absolut identischer Weise zeigen, 
die einen zu den Pflanzen, die anderen zu den Spongien zu stellen. 

Ich habe Phymatoderma arcuatum im Flysch von Rignano bei 
Florenz in großen Mengen und in ganz ausgezeichneter Erhaltung ge- 
sammelt; dasselbe bestand aber keineswegs aus kalkiger Substanz, 
sondern vielmehr aus genau derselben glänzenden, schwarzgrünen 
Schmiere wie alle anderen Fucoiden, die hier in so großer Menge 
und Abwechslung vorkommen. 

Ein Hornschwamm, der durch den Abdruck seiner Oberfläche 
ein ähnliches Maschenwerk erzeugen könnte, ist mir nicht bekannt, 
dagegen erzeugen allerdings bohrende Vioen an der Oberfläche von 
Kalksteinen mitunter ganz ähnliche Muster, indem dichtgedrängte, un- 
regelmäßig polygonale Zellen entstehen, die durch scharfe, papier- 
dünne Scheidewände getrennt sind. Allerdings sind diese Zellen be- 
deutend größer als jene der vorerwähnten Fucoiden 

498 


378 Theodor Fuchs. [20] 


Ich möchte hier zur weiteren Unterstützung meines Standpunktes 
noch einige besondere Fälle anführen. 

Rothpletz erwähnt, daß die Flyschfucoiden ausnahmslos eine 
dunklere Farbe zeigen als das Nebengestein und daß sie niemals 
kohlensauren Kalk in nennenswerter Menge enthalten. Ich habe dieser 
Angabe bisher nicht widersprochen, weil dies in der Mehrzahl der Fälle 
tatsächlich zutrifft und dadurch jedenfalls die Regel ausgedrückt wird. 

Wirklich ausnahmslos ist dies jedoch durchaus nicht und 
habe ich an anderem Orte bereits vor längerer Zeit erwähnt, daß 
im Flysch von Stammersdorf nächst Korneuburg Fucoiden vor- 
kommen, die aus einer weißen, kalkigen Substanz bestehen, die mit 
Salzsäure lebhaft braust. 

Ein anderer Fall ist folgender. 

Bei Port Cneri auf Zante, in der Nähe der bekannten 
Petroleumquelle dieser Insel, stehen in großer Mächtigkeit kompakte, 
weiße Miozänmergel an, die sich bereits makroskopisch, noch mehr 
aber unter dem Mikroskop als ein wahrer Globigerinenschlamm er- 
weisen. 

In diesem weißen Globigerinenmergel findet sich nun eine Lage, 
die durch Bitumen dunkelschwarzbraun gefärbt ist und zahlreiche 
Fischreste enthält. 

Zugleich aber sind diese dunklen Schiefer von zierlichen, feinen, 
reichverzweigten Fucoiden durchzogen, die den Flyschfucoiden sehr 
ähnlich sind, aber aus einer weißen, kalkartigen Substanz, der Sub- 
stanz der einschließenden Globigerinenmergel, bestehen. 

Wir hätten demnach hier ein vollständiges Analogon zu den 
Fucoiden der Boller Schiefer, doch glaube ich nicht, daß selbst 
Rothpletz diese zarten, reichverzweigten Körper für Hornschwämme 
halten würde, 

Ein dritter Fall ist folgender. 

In den sogenannten „Zopfplatten“ des braunen Jura sowie in 
den Angulatensandsteinen Schwabens kommen in großer Menge zier- 
liche, reichverzweigte Fucoiden vor, die genau so pflanzenähnliche 
Formen zeigen wie die kleineren Flyschfucoiden und der Form nach 
von denselben kaum zu unterscheiden sind. Diese Fucoiden bestehen 
aber ausschließlich aus — Quarzsand! 

Für was sollte man vom Rothpletzschen Standpunkte aus 
nun diese Sandfucoiden halten? Etwa für „Sandschwämme“? Es wäre 
ja auch dies schließlich nicht gerade unmöglich, aber für den Moment 
scheint es mir im Zusammenhalt mit allen einschlägigen Tatsachen 
doch als höchst unwahrscheinlich. 

Bemerken möchte ich noch, daß diese „Sandfucoiden“ fast 
immer, auch wenn sie horizontal liegen, vollkommen stielrunde 
Astchen zeigen. Es dürfte dies wohl daher rühren, daß Sand sich 
eben nicht so leicht zusammendrücken läßt wie ein toniges Material: 

Wenn es mir daher vorläufig noch ‘nicht möglich ist, die 
Rothpletzschen Anschauungen zu adoptieren und ich mich vorder- 
hand noch genötigt sehe, auf meinem Standpunkte zu verharren, 
nach welchem ich die Substanz der Boller Fucoiden nicht für 
autogen, sondern für von außen zugeführt halte, so möchte ich zur 


[21] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 379 


Bekräftigung :dieser Anschauung mich schließlich noch auf eine 
Autorität. berufen, die in der vorliegenden Frage gewiß vollkommen 
unbefangen ist und deren peinliche Genauigkeit und absolute Ver- 
läßlichkeit gewiß von niemand in Zweifel gezogen wird: es ist dies 
Quenstedt. 
\ Quenstedt sagt in seiner „Jura“, pag. 270 und 271, über 
das Vorkommen der Boller Fucoiden nachstehendes: 
„Algacites granulatus“. Schlotheim, Nachträge I, pag. 46, be- 
schreibt und bildet sie fälschlich mit gekerbten Rändern ab, was 
den Grafen Sternberg (Flora der Vorwelt, letztes Heft, pag. 28) 
zu. dem neuen Namen Sphaerococcites crenulatus veranlaßte. Alle 
späteren Schriftsteller, die Monographen (Kurr l. c. pag. 17, Tab. 3, 
Fig. 1) nicht ausgenommen, folgten diesem Irrtume; auch bildeten 
‘sie nicht die Pflanze, sondern den aschgrauen Schlamm ab, welcher 
ihre hohlen Räume erfüllt. Und doch ist die Beobachtung so leicht! 
Die Zweige finden sich nämlich noch in den fetten Schiefern un- 
mittelbar über dem Tafelfleims in Unterepsilon und waren so kräftig, 
daß sie trotz der Kompression doch noch eine ansehnliche Dicke 
von 1/o-—1‘ behielten. Die organische Masse ging später verloren 
und nun setzte sich in die hohlen Räume aschgrauer 
Schlamm, und zwar derselbe, welcher unmittelbar 
darüber folet. Möglicherweise könnte es auch ein Verwitterungs- 
produkt sein. Diese mürbe, erdige Masse kann man leicht heraus- 
waschen und dann zeigen sich blasenförmige Zellen in überraschender 
Deutlichkeit und Schärfe. Auf der breiten Seite erkennt man die 
Zellen am besten, sie bilden im ununterbrochenen Gewebe rundliche 
Maschen, auf den schmalen sind die Umrisse stark verschoben. 

Brongniarts dGeschlechtsname Phymatoderma im Pariser 
Museum spielt wahrscheinlich auf diese Figentümlichkeiten an. 
Wenn Zweige zufällig quer durch den Schiefer gehen, so zeigen sie 
einen rundlichen Umriß, auch sieht man es der Verzweigung noch 
zu bestimmt an, daß sie nicht in einer Ebene lagen. Aus allem 
würde folgern, daß das Laub nicht breit, sondern rundlich war und 
nach allen Seiten seine Nebenzweige aussandte. Diese allseitige 
Verzweigung erschwert das Verfolgen der Äste in hohem Grade, 
zumal da immer Massen aufeinandergepackt liegen. Die Nebenzweige 
gehen zwar stets unter scharfen Winkeln ab, aber der eine nicht 
selten unter dem anderen durch. Zwischen dieser breitblättrigen 
Spezies liegt stets auch eine schmalblättrige (Fig. 10) zerstreut, die 
wenige Zoll drüben an Zahl vorherrschender wird. Herr Prof. Kurr 
(Flora- u. Juraf., Tab. 3, Fig. 3) scheint sie unter Zweoides Bollensis 
zu begreifen, sie ist auf der Oberseite glatt, wenigstens kann ich 
keine Zelleindrücke finden. Indes der echte 

Fucoides Bollensis, Tab. 39, Fig. 9 (Zieten, Korresp. d. Landw. 
Ver. 1839, I., pag. 18) nicht hier liegt, sondern in der aller- 
obersten Grenzschicht von Oberepsilon, pag. 120. Die 
schönen Platten von Boll waren in unseren Sammlungen längst be- 
kannt, -aber nicht so das scharfe Lager. Endlich fand ich in den 
Steinbrüchen von Frittlingen das wahre, äußerst dünne 
Schieferblatt unter der Jurensisbank. Ich teilte die Sache 


380 Theodor Fuchs. [22] 


Hildebrand mit und bald war sie auch bei Boll an dem Fund- 
orte des Bollensis aufgedeckt. Jetzt bilden diese zierlichen Abdrücke 
einen nicht minder sicheren Horizont als der Granulatus.“ 

Aus dieser Darstellung geht nun eine äußerst wichtige Tat- 
sache hervor. Jeder, der eine größere Suite der sogenannten Boller 
Chondriten durchzusehen Gelegenheit hatte, wird wohl dabei die 
Bemerkung gemacht haben, daß sich unter denselben, was die Er- 
haltung betrifft, zwei verschiedene Typen unterscheiden lassen. Bei 
dem einen Typus besteht der Körper des Fucoiden aus einem weichen, 
aschgrauen Mergel, der abfärbt und sich mit einer Bürste entfernen 
läßt, bei dem zweiten jedoch aus einem lichten, weißlichen oder 
gelblichweißen Mergel, der mehr steinige Beschaffenheit besitzt und 
sich mit der Bürste nicht entfernen läßt. 

Wie man nun aus den Angaben Quenstedts entnehmen kann, 
kommen in den sogenannten „Boller Schiefern“ eigentlich zwei 
Lagen von Fucoiden vor, von denen die untere an der Basis des 
Komplexes liegt und namentlich Phymatoderma granulatum enthält, 

während die zweite eine dünne Schichte darstellt, die sewissermaßen 
die Decke des Schiefers bildet, unmittelbar von den weiblichen 
Jurensismergeln bedeckt wird und ausschließlich den echten Chondrites 
Bollensis führt. 

Wie man nun aus obiger Darstellung weiter erfährt, enthält der 
tiefere Fucoidenhorizont die weichen, aschgrauen Fucoiden und es 
scheint mir schon hieraus hervorzugehen, daß die aus weißem, steinigem 
Mergel bestehenden Fucoiden eben diejenigen der oberen Fucoiden- 
schicht sind. Es scheint mir dies auch dadurch bestätigt zu werden, 
daß ich immer nur den echten Chondrites Bollensis in dieser Er- 
haltungsweise sah. 

Verhält sich dies nun aber wirklich so, so erhält die gesamte 
Sachlage mit einem Schlage ein vollkommen neues Ansehen. 

Quenstedt führt nämlich ausdrücklich an, daß die untere 
Fucoidenbank (Seegrasschiefer) unmittelbar von einem weichen, 
aschgrauen Mergel bedeckt wird, der in jeder Beziehung voll- 
kommen mit dem Material übereinstimmt, aus dem die Fucoiden 
bestehen, und die Identität dieser beiden Substanzen drängte sich 
ihm so unmittelbar auf, daß er direkt die Ansicht ausspricht, die 
Fucoiden müßten einmal Hohlräume gewesen sein, die 
von oben mit dem aschgrauen Material ausgefüllt 
wurden. 

Bei der oberen Fucoidenschichte macht Quenstedt eine 
gleiche Bemerkung zwar nicht. Wenn man aber bedenkt, daß diese 
Schichte nur ganz dünn ist und unmittelbar von den! Jurensis- 
mergeln bedeckt wird, die der Farbe und Konsistenz nach 
vollständig mit der Substanz der darunterliegenden 
Fueoidenübereinstimmen, so wird man wohl nicht fehl- 
sehen, wenn man auch hier einen gleichen Zusammen- 
hang annimmt. 

Es wäre gewiß von größtem Interesse, wenn Rothpletz diese 
Sache verfolgen und nicht nur die Fucoidenkörper, sondern auch in 
gleicher Weise die Substanz der darüberlagernden Mergel untersuchen 


[23] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 381 


würde; ich für meinen Teil bin vollkommen überzeugt, er würde in 
diesem Falle in dem Mergel dieselben Kokkolithen, Diatomeen, Fora- 
miniferen und Spongiennadeln, ja vielleicht auch sogar dieselben Fasern 
finden, die er in den Fucoiden nachgewiesen. 

Ich glaube hiermit auch dasjenige vorgebracht zu haben, was 
ich in Bezug auf die Darstellungen Rothpletz’ zu bemerken hatte, 
und da die Ausführungen Gümbels sich in allen wesentlichen Punkten 
vollständig mit jenen Rothpletz’ decken, so erscheint es mir wohl 
überflüssig, auf dieselben besonders einzugehen. 

Ich kann mich daher sofort zur Arbeit Pfaffs wenden. 

Die Ansicht Pfaffs ist ganz originell, indem derselbe bei der 
Entstehung der Fucoiden die Mitwirkung organischer Wesen über- 
haupt vollständig ausschließt und in denselben sozusagen Eisblumen 
sieht, wie man solche im Winter bei plötzlich entstandenem Froste 
sehr häufig im Straßenkot beobachten kann. 

Er hat auch zahlreiche hierauf bezügliche Experimente gemacht 
und die von ihm |. c. in Fig. 3, noch mehr aber in Fig. 4 nach 
photographischen Aufnahmen gegebenen Abbildungen zeigen allerdings 
croße Ähnlichkeit mit den kleineren Arten der Fiyschfucoiden. 

Ich kann nicht Jeugnen, daß diese Anschauung in meinen Augen 
etwas außerordentlich Bestechendes hat, ja ich will gestehen, daß ich 
selbst diese Möglichkeit einmal ernstlich erwog. 

Diese Sache kam so. 

Im Oktober des Jahres 1881 machte ich einen kleinen Erholungs- 
ausflug ins Waldviertel, und zwar in die Gegend von Zwettl, Otten- 
schlag, Kottes, Mühldorf und Spitz. Bei dieser Gelegenheit 
hatte ich nun wiederholt Gelegenheit, den Prozeß des Graphitschlemmens 
anzusehen und war dabei erstaunt, wie sehr die beim Fließen des 
breiigen Graphits entstehenden Oberflächenformen jenen glichen, die 
man so häufig auf der Oberfläche von Flyschbänken findet. 

Besonders war dies bei einem Werke in der Nähe von Kottes 
der Fall, das ich eines Abends besuchte. Hier fanden sich auf kleinem 
Raume vereinigt fast alle die verschiedenen Oberflächenformen, an 
denen der Flysch so reich ist. 

Da waren die eigentümlichen gekröseartigen Windungen, die 
langgezogenen Fließwülste, die wulstigen Fließränder, die mannig- 
fachen, durch Wälzen hervorgebrachten, mehr weniger zylindrischen 
Formen, die sogenannten Klauenwülste usw. Ich wurde nicht müde, 
immer neue Ähnlichkeiten zu entdecken und bedauerte nur, daß ich 
nicht das ganze Schlemmbecken mit nach Wien nehmen oder das- 
selbe doch wenigstens photographieren konnte. 

Als ich am anderen Morgen wieder zu meinem Graphitflysch 
sing, um mir die merkwürdigen Oberflächenbildungen noch einmal 
anzusehen, blieb ich plötzlich wie eingewurzelt stehen und wollte 
meinen Augen nicht trauen: mein Graphitflysch war von den schönsten 
Flyschfucoiden erfüllt! Es war über Nacht ein scharfer Frost ein- 
getreten und so hatten sich in dem feuchten Graphitschlamme die 
prächtigsten Eisblumen gebildet, die namentlich aus einiger Entfer- 
nung täuschend Flyschfucoiden glichen. 

Wie gesagt, ich beschäftigte mich damals ernstlich mit dem 


382 Theodor Fuchs. [24] 


Gegenstande, indem mir eine Reihe von sonst rätselhaften Punkten 
von diesem Gesichtspunkte aus eine einfache Lösung zu finden schien. 

So würden dadurch namentlich folgende Punkte eine sehr be- 
friedigende Lösung gefunden haben: 


a) Daß die Fucoiden immer nur in besonderen Schichten, hier 
aber meist massenhaft vorkommen; 

b) daß die fucoidenführenden Schichten meist sehr arm an 
anderen Fossilien sind; 

c) daß die Fucoiden durch alle Formationen hindurch einander 
so ähnlich sind; 

d) daß von Fucoiden niemals abgerissene Stücke, geknickte, um- 
gebogene oder untereinander verfilzte Äste gefunden werden; 

e) daß man noch niemals Fucoiden beobachtet hat, die von 
Bryozoen, Spirorbis oder anderen sitzenden Tieren besiedelt gewesen 
wären, was doch sowohl bei den lebenden als auch bei den fossilen, 
wirklichen Algen so häufig vorkommt. 


Hierzu kommt aber noch eine weitere Erwägung. 


Es ist bekannt, daß von seiten vieler Geologen, vor allem von 
Renevier und Bosniaski der Flysch als das Ergebnis einer Eiszeit 
aufgefaßt wird und läßt sich nicht in Abrede stellen, daß von diesem 
Gesichtspunkte aus viele Eigentümlichkeiten des Flysches eine sehr 
befriedigende Erklärung finden würden. So würden sich hierdurch 
namentlich folgende Eigenheiten sehr einfach erklären: 


a) Daß der Flysch ausschließlich aus klastischen Sedimenten auf- 
gebaut ist und organogene Kalksteine so gut wie vollkommen fehlen; 

b) daß der Flysch allenthalben Massen von exotischen Blöcken 
enthält, welche bisweilen die Größe selbständiger Berge erreichen, 
anderseits aber bis zur Erbsengröße hinabsinken können; 

c) daß der Flysch fast in allen Schichten, in denen er auftritt, 
petroleumführend ist; 

d) daß im Flysch nur äußerst selten schaltragende Mollusken 
sefunden werden, während die massenhaft vorkommenden Kriech- 
spuren doch den Beweis von dem Vorhandensein eines reichen 
tierischen Lebens bieten, das aber höchstwahrscheinlich vorwiegend 
aus nackten Tieren, zumeist wohl aus Würmern, bestand. 


Würde es sich nun nachweisen lassen, daß die Fucoiden durch 
Gefrieren von nassem Schlamme entstanden, so wäre nicht nur eine 
neue höchst wichtige Stütze für obige Annahme gefunden, sondern 
man müßte dieselbe geradezu als erwiesen betrachten. 

So verführerisch mir unter solchen Umständen nun auch die 
vorerwähnte Anschauung von der Natur der Fucoiden erscheinen 
mußte, so mußte ich mir doch bald gestehen, daß sich dieselbe. bei 
kritischerer Prüfung nicht aufrecht erhalten ließe und schienen mir 
hierbei besonders nachstehende Punkte ausschlaggebend zu sein: 

a) Durch Gefrieren von Wasser, respektive durch Eisblumen 
konnten allenfalls Formen gebildet werden, welche den kleinen 
Flyschfucoiden (Ch. arbuscula, Targioni) ähneln, niemals aber solche, 
welche dem Ch, affinis ähnlich waren, von Formen wie Teenidium, 
Spirophyton, Gyrophyllites ete. etc. ganz zu schweigen; 


[25] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 383 


b) die durch gefrierenden Schlamm entstehenden Eisblumen 
können immer nur in der oberflächlichen Schichte, parallel zur Ober- 
fläche entstehen, unmöglich aber senkrecht in das Gestein eindringen, 
wie dies die Flyschfucoiden doch so häufig tun; 


c) die Flyschfucoiden müßten doch bisweilen Äste zeigen, die 
nadelförmig spitz ausliefen, was bekanntlich niemals der Fall ist. 


Unter solchen Umständen mußte ich meine Idee wohl bald 
wieder aufgeben und als ich nach Wien zurückkehrte, fand ich (ein 
seltenes Spiel des Zufalles) auf meinem Tische die bekannte Arbeit 
Nathorsts über verzweigte Kriechspuren, die meinen Gedanken 
sofort eine neue Richtung gab. 

Jetzt nach 20 Jahren taucht mit einemmal durch die Arbeit 
Pfaffs die Idee von der Entstehung der Fucoiden durch Gefrieren 
wieder auf und man wird mir wohl glauben, daß ich diese Arbeit 
mit dem größten Interesse zur Hand nahm, um zu sehen, ob der 
Verfasser zur Begründung seiner Ansicht nicht doch mir neue Tat- 
sachen oder Gesichtspunkte vorbringen werde. 

Leider muß ich bekennen, daß dies nicht der Fall war und die 
Bedenken, die mich seinerzeit zum Aufgeben dieser Idee nötigten, 
durch die neue Arbeit Pfaffs durchaus nicht behoben wurden. 

Pfaff faßt am Schlusse seiner Auseinandersetzungen diejenigen 
Punkte zusammen, welche seiner Ansicht nach zur Stütze seiner 
Anschauung dienen sollen, aber ich muß gestehen, daß die wesent- 
lichsten derselben meinen Erfahrungen nach unrichtig sind, ja daß 
in den meisten Fällen die Verhältnisse geradezu umgekehrt liegen. 


Ich will nur folgende Punkte anführen: 


„ti. Die Lagerung der Chondriten ist im Gestein 
meist annähernd horizontal, das heißt den Schicht- 
flächen parallel.“ 


Dies ist nur sehr bedingungsweise richtig. In schiefrigen Lagen 
liegen die Fucoiden allerdings meist flach, in den festen Kalkmergel- 
bänken schweben sie dagegen fast ausnahmslos körperlich im Gestein. 
Bei den großen Arten (Ch. affinis, Taenidium Fischeri) kommt sehr 
häufig der Fall vor, daß eine Hauptachse senkrecht in das Gestein 
eindringt und von ihr aus horizontal verlaufende Nebenäste aus- 
gehen. 


„2. Andernfalls ist ihre Verzweigung ebenso häufig 
nach oben als nach unten gerichtet.“ 

Dies ist meiner Erfahrung nach entschieden unrichtig, sie sind 
vielmehr fast ausnahmslos nach abwärts gerichtet. 


„3. Das unverwittente Muttergestein hat fast genau 
die Farbe der Chondriten.“ 


Dies würde an und für sich nicht viel zu sagen haben, verhält 
sich aber in Wirklichkeit doch etwas anders. An frisch gebrochenen, 
noch von der Beugfeuchtigkeit durchtränkten Stücken ist allerdings 
der Farbenunterschied zwischen Gestein und Fucoiden bisweilen sehr 
gering, es genügt aber, das Stück an der Sonne trocknen zu lassen, 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Th. Fuchs.) 50 


384 Theodor Fuchs. [26] 


um den Farbenunterschied sofort auffallend hervortreten zu sehen. 
Das Gestein wird ganz licht, oft fast weiß, der Chondrit schwärzlich. 


„4 Die Farbe der Chondriten entsteht teils durch 
Absorption desLichtes, teils ist sie bedingt vom Eisen- 
gehalt.“ 


Durch den Eisengehalt ist wohl wahrscheinlich die ölgrüne Farbe 
der Chondriten erzeugt, die schwärzliche rührt aber doch wohl von 
den eingestreuten Kohlenpartikelchen her. 


„8. Der Chondrit enthält nicht mehr kohleals das 
Nebengestein.* 


Dies ist, was die Chondriten in den Mergelbänken betrifft, ent- 
schieden unrichtig. Wo Ohondriten in den dunkeln Zwischenlagen 
vorkommen, mag es zutreffen. 


Die Punkte 6—10 scheinen mir ganz unwesentlich zu sein. 
Punkt 11 und 12 gibt nur die Ansicht des Verfassers wieder. 


Ich möchte nun zum Schiusse noch etwas ausführlicher einen 
Punkt besprechen, der mir von größter Wichtigkeit zu sein scheint, 
in den vorerwähnten Arbeiten aber nur so nebenher und vorüber- 
sehend berührt wird, und dies ist die Stellung der Fucoiden 
im Gestein. 

Ich habe seit langer Zeit und bei den verschiedensten Gelegen- 
heiten immer wieder auf den merkwürdigen Umstand hingewiesen, 
daß die Fucoiden fast ausnahmslos verkehrt im Gestein stecken. 

Die Chondriten verhalten sich wie Wurzeln und bei Spiro- 
phyten und Verwandte ist die spiral gerollte Spreite nach unten 
geöffnet. 

Es ist dies nicht nur ein wichtiger Punkt, sondern ich be- 
trachte diese Eigentümlichkeit geradezu als einen Kardinalipunkt 
der ganzen Frage, als den wichtigsten Stützpunkt meiner Auf- 
fassung. 

Die meisten Autoren und so auch die Autoren der vorbesprochenen 
Arbeiten gleiten über diesen Punkt, wie es scheint, geflissentlich hinweg. 

Sie meinen, in der Flyschformation sei infolge der vielfachen 
Störungen das ursprünglich Liegende und Hangende schwer zu be- 
stimmen, ja wenn ich mich nicht irre, scheinen sie geradezu der 
Ansicht zu sein, ich hätte mir diese Angabe in der Flyschformation 
willkürlich zusammengestellt. 

Dies wäre allerdings ein großer Irrtum. 

Um eine sichere Entscheidung zu freffen, was an einer Bank 
oben und was unten sei, dafür gibt es heutzutage in sehr vielen 
Fällen ganz sichere Kennzeichen, und zwar sind dieselben keineswegs 
im Flysch festgestellt worden, in dem es wirklich meist kaum 
möglich ist, von vornherein aus den Lagerungsverhältnissen allein 
zu bestimmen, was oben und was unten ist, sondern es wurden diese 
Kennzeichen auf ganz anderen Gebieten, in ganz anderen Formationen 
sewonnen, wo bei ganz regelmäßiger Schichtfolge ein Zweifel über 
oben und unten überhaupt gar nicht entstehen konnte. 


[27] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 385 


Den ersten Anlaß, sich mit dieser Frage überhaupt zu be- 
schäftigen, dürfte die Auffindung der bekannten aut ae 
im Buntsandstein geboten haben. 

Man fand hier auf der Oberfläche von Sandsteinplatten ‚oe 
bare Tierfährten, doch waren dieselben nicht vertieft, wie ursprünglich 
Fährten naturgemäß sein müssen, sondern erhaben und überdies 
waren die Platten mit erhabenen Leisten bedeckt, die unregelmäßig 
polygonale Felder umgrenzten. 


Hier war es nun klar, daß man unmöglich die ursprüngliche 
Fährte, sondern nur einen Abguß derselben vor sich haben konnte 
und konnten sich derartige erhabene Fährten demnach nur auf der 
Unterseite der Sandsteinbänke finden, was auch tatsächlich 
ausnahmslos zutraf. Die vorerwähnten Leisten wurden auch ganz 
richtig als Ausfüllungen von Trockenrissen erkannt. 


Später kam nun Nathorst mit seiner epochemachenden Arbeit 
über die Kriechspuren von Meerestieren, in der er nachwies, daß 
auch Meerestiere vertiefte Spuren im Boden erzeugen, welche durch 
darübergelagertes Material abgeformt werden können und dann auf der 
unteren Fläche der Hangendbank als erhabene Reliefs erscheinen. 


An diese schloß sich Saportas bekannte Arbeit über die 
„Fossilisation en demi-relief“ und schließlich wurde in 
weiterer Folge die Frage in zahlreichen anderen Arbeiten berührt, 
unter denen ich nur diejenige Wähners über das Vorkommen der 
Ammoniten von Adnet auf der unteren Fläche der Mergelbänke 
als besonders wichtig hervorheben will?). 


Nachdem nun im Flysch außer den Fucoiden und Fließwülsten 
in ungeheurer Menge Kriechspuren sowie auch Körper vor- 
kommen, die augenscheinlich organische Körper im Zustande der 
„Fossilisation en demi-relief“ (Graphoglypten) darstellen, so 
hatte man wohl eine sichere Basis gefunden, um die obere Fläche 
von der unteren unterscheiden zu können, und dies war auch die 
Basis, von der ich bei meinen Studien ausging. 


Was die oft erwähnten „Fließwülste“ betrifft, so war ich 
von vornherein eigentlich überzeugt, daß dieselben auf der oberen 
Fläche der Bänke vorkommen müßten, wie dies ja auch aus den 
vorerwähnten Beobachtungen an den Graphitschlemmwerken hervorzu- 
gehen scheint, und war ich nicht wenig überrascht, im Verlaufe der 
Untersuchungen zu finden, daß in Wirklichkeit das Gegenteil statt- 
findet und die Fiießwülste inklusive jener gerollten und mit klauen- 
artigen Gebilden versehenen ÖOberflächenformen, die einmal sogar 
als Schildkrötenfährten gedeutet wurden, sich tatsächlich regelmäßig 
an der unteren Fläche der Bänke finden. 


Ich habe es versucht, diese Tatsache experimentell zu behandeln, 
will aber gern gestehen, daß sie mir noch immer viel Rätselhaftes 
zu haben scheint; doch kann ich an ihrer Richtigkeit nicht zweifeln. 


') Zahlreiche Bemerkungen über das Vorkommen von Fossilien auf der 
unteren Seite der Gesteinsbänke findet man auch in: Engel, Geognostischer 
Wegweiser durch Württemberg. Stuttgart, 1883. 


50* 


386 Theodor Fuchs. [28] 


Von allen diesen Erfahrungen ausgehend und in erster Linie 
auf die zahllosen Fährten des Flysches gestützt, habe ich nun 
die Lage der Chondriten im Flysch zu bestimmen gesucht und habe 
dabei gefunden, daß dieselbe fast ausnahmslos eine umgekehrte sei. 

Wenn daher Lorenz im Steinbruche von Bergheim an Professor 
Fugger die; wie er selbst bemerkt, etwas „skeptische“ Frage richtete, 
ob in der Umgebung von Salzburg das Auftreten der Fließwülste 
an der unteren Fläche der Mergelbänke auch an solchen Orten 
konstatiert wurde, wo über die Lagerungsverhältnisse des Flysches 
kein Zweifel sein könnte, so hat Lorenz mit dieser Frage nur 
bewiesen, daß er mit dem fraglichen Gegenstande nicht im entferntesten 
vertraut war. 

Da wir aber schon einmal von Bergheim und Professor Fugger 
sprechen, so sei es mir gestattet, auch eines Erlebnisses zu gedenken, 
das ich vor Jahren an dem genannten Orte hatte. 

Im Jahre 1896 machte ich eine größere Reise durch Nord- 
und Mittelitalien, die Schweiz und Süddeutschland, wobei ich mich 
namentlich in Bologna, Florenz, Pisa, San Guiliano, Genua, 
Luzern, Zürich, Tübingen und München aufhielt, um die 
Fucoiden und Hieroglyphen dieser Sammlungen zu studieren. 

Auf der Rückreise machte ich noch kurze Zeit in Salzburg 
Station, wo man damals gerade mit der Aufsammlung der Fucoiden 
von Muntigl und Bergheim begonnen hatte. 

Ich machte bei dieser Gelegenheit auch in Gesellschaft Pro- 
fessor Fuggers einen Ausflug nach Bergheim und Muntig], 
wobei wir die Frage der Fucoiden natürlich eifrig besprachen. Da 
ich nun zu bemerken glaubte, daß Professor Fugger rücksichtlich 
der verkehrten Stellung der Fucoiden im Gesteine einige Zweifel 
hege, machte ich ihm den Vorschlag, er möge, ohne daß ich ihm 
zusehe, Gesteinsstücke mit Fucoiden vom anstehenden Gesteine los- 
schlagen und an denselben eine beliebige, natürlich nur ihm selbst 
verständliche Marke anbringen, durch welche die ursprüngliche Lage 
im Gestein festgelegt sei, wobei ich mich anheischig machte, diese 
Lage aus der bloßen Betrachtung des Stückes anzugeben. 

Professor Fugger ging auf diese Probe ein und nachdem wir 
dieselbe mehrmals, ich glaube vier- oder fünfmal, wiederholt hatten, 
stellte sich heraus, daß meine Angaben stets das Richtige getroffen. 

Daß wir die umgestürzte Lage der Flyschschichten an diesen 
Lokalitäten hierbei in Betracht zogen, braucht wohl kaum ausdrück- 
lich erwähnt zu werden. 

Um aber nicht nur immer von mir selbst und dem Flysch zu 
sprechen, möchte ich zum Schlusse noch das Zeugnis eines anderen 
Forschers anrufen, der auf ganz anderem Terrain arbeitete, und zwar 
ist dies Dr. E. Zimmermanr. 

Zimmermann, dessen außerordentliche Genauigkeit und kri- 
tische Gewissenhaftigkeit bekannt ist, hat als Geologe der Preußischen 
geologischen Landesanstalt durch mehrere Jahre geologische Auf- 
nahmen im Frankenwalde gemacht. Der größte Teil seines Aufnahms- 
terrains wurde hier durch Dachschiefer gebildet, die teils der Devon- 
formation und teils dem Kulm angehören und in zahlreichen großen 


[29] Kritische Besprechung einiger Arbeiten über Fucoiden. 387 


Schieferbrüchen ausgezeichnet aufgeschlossen sind, von denen die 
bekannten gewaltigen Schieferbrüche von Lehesten einen Weltruf 
genießen. 

Die devonischen. Schiefer dieses Gebietes enthalten in großer 
Menge sogenannte Nereiten, während die Kulmschiefer durch das 
häufige Vorkommen von Chondrites Göpperti und vor allem durch die 
geradezu wunderbare Dictyodora Liebeana Zimm. ausgezeichnet sind. 

Die benannten Schiefer zeigen eine sehr gestörte Lagerung und 
sind namentlich in eine Reihe teilweise überschobener Falten gelegt, 
deren glückliche Entwirrung ein glänzendes Zeugnis von Zimmer- 
manns Genauigkeit, Geduld und Scharfsinn bildet. 

Zimmermann war bei diesen Studien natürlich geradezu 
darauf angewiesen, sich in jedem Augenblick darüber Rechenschaft 
zu geben, was oben und was unten sei, ob er eine normale oder 
eine verkehrte Schichtenfolge vor sich habe, und müssen daher alle 
seine Angaben, die er in dieser Richtung macht, einen besonderen 
Grad von Authentizität besitzen). 

Zimmermann hat nun auch der Lage des Chondrites Göpperti 
seine Aufmerksamkeit zugewandt und das Resultat seiner Studien 
sipfelt darin, daß dieser so häufig vorkommende, reich 
verzweigte Fucoid regelmäßig verkehrt im Gesteine 
steckt und dieschiefernachArteiner Wurzelvon oben 
nach unten durchdringt. 

Dieselbe verkehrte Lagerung zeigt aber auch ausnahmslos die 
merkwürdige Dictyodora, indem deren scheinbarer Anheftungspunkt 
stets nach oben liegt, die soit disant trichterförmige Öffnung der sich 
allmählich verbreiternden Spirale aber ausnahmslos nach abwärts 
gerichtet ist ?). 


') Ich habe im Sommer des Jahres 1896 das Glück gehabt, durch vier Tage 
unter Führung Dr. Zimmermanns die Schieferbiüche in der Umgebung von 
Lehesten studieren zu können und hatte hierbei reichlich Gelegenheit, mich von 
der geradezu penibeln Genauigkeit und Gewissenhaftigkeit zu überzeugen, mit der 
Zimmermann alle seine Arbeiten durchführt, so daß seine Angaben unbedingtes 
Vertrauen verdienen. 


2?) Zimmermanns Dictyodora Liebeana und ihre Beziehungen zu 
Vexillum, Palaeochorda marina und Crossopodia Henrici (Jahrber. der Gesellsch. 
von Freunden der Naturwissensch. in Gera, 33.—35. Jahresber.). Zimmermann 
drückt sich in dieser Arbeit folgendermaßen aus: 

„Sehr wunderbar jedoch ist selbst für mich die folgende Beobachtung an 
dem gewöhnlichen Begleiter der Dictyodora, nämlich dem, einem zierlichen Sträuchlein 
von 1—4 cm löhe gleichenden Chondrites Göpperti. Dieser steht auch fast stets 
rechtwinklig zu den Schichtflächen (sehr selten ist er umgefallen und auf den 
Schichtflächen liegend zu finden) und wenn dann gleich mehrere Individuen neben- 
einander auf demselben Gesteinsstück stehen, so richten sie alle in gleicher 
Orientierung den als Hauptstämmchen zu deatenden Teil nach der einen, die Ver- 
zweigungen nach der anderen entgegengesetzten Seite. Man möchte nun auch hier 
(von vornherein) vermuten, daß das Hauptstämmchen nach unten gerichtet gewesen 
sei, meine Beobachtungen aber am Anstehenden und in gleichen Gesteinsstücken 
mit Dietyodora belehrten mich, dsß das Hauptstämmchen in gleicher Weise wie 
die Dietyodora-Kegelspitze nach dem Hangenden gerichtet ist, die Zweiglein aber 
ähnlich einer zerfaserten Wurzel nach unten! Nun — die Dictyodora ist eben mit 
fast allen ihren Begleitern ein an Merkwürdigkeiten, Überraschungen und Pro- 
blemen reicher Körper, zu dessen völliger Erkenntnis noch mancherlerlei Unter- 
suchungen und Beobachtungen nötig sind!“ 


388 Theodor Fuchs. [30] 


Unter solchen Umständen glaube ich, daß in Zukunft Forscher, 
die sich mit dieser Frage zu beschäftigen beabsichtigen, sich werden 
entschließen müssen, diesem Punkte ihre volle Aufmerksamkeit zuzu- 
wenden, auch wenn sich diese Frage im Museum an Handstücken 
allein. nicht entscheiden läßt, und daß jede Erklärung, welche 
diesen Punkt nicht berücksichtigt oder mit demselben 
in Widerspruch steht, von vornhereinalsunzureichend 
betrachtet werden muß. 

Allerdings möchte ich hierbei auch zugleich bemerken, daß eine 
wirklich wissenschaftliche Lösung des Problems nicht damit gefunden 
werden kann, daß man angibt, was unter besonderen Umständen allen- 
falls vorkommen könne und was man sich allenfalls vorstellen könne; 
es muß vielmehr zwischen der zu erklärenden Erscheinung und der 
zur Erklärung angenommenen Ursache ein notwendiger Zusammen- 
hang bestehen, kraft dessen die erstere mit Notwendigkeit aus der 
zweiten folgt; ist dies nicht der Fall, so ist das Vorgebrachte über- 
haupt keine wissenschaftliche Erklärung. 


Wien, 28. Oktober 1904. 


Theodor Fuchs: Ueber Fucoiden. Tafel 


Kittl phot. 


Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien. 


Bohrgänge von Vioa auf Kalkgeschieben von Lussinpiccolo. 


E 2 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III, Rasumoffskygasse 23. 


Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 


Von Dr. Franz E. Suess. 
Mit zwei Zinkotypien im Text. 


In der Umgebung von St. Pölten rücken die Ausläufer der 
böhmischen Masse südwärts über die Donau und nähern sich mit den 
Höhen des Dunkelsteiner Waldes und des Hiesberges bei Melk dem 
Außensaume der Alpenkette. Sie sind von diesen durch eine etwa 
10 km breite Mulde tertiärer Sedimente getrennt. Ein Teil dieser 
Ausläufer, nämlich das Südgehänge des Dunkelsteiner Waldes (530 bis 
550 m), die Hügel an der Pielachmündung bei Melk, und weiter 
im Süden der östliche Teil des Hiesberges liegen noch im Karten- 
blatte St. Pölten (Zone 13, Kol. XIII) der Spezialkarte. Die Hügel 
bei Melk stehen durch den Prackersberg (356 m) mit dem Dunkel- 
steiner Walde im Zusammenhang; der Hiesberg jedoch wird durch 
die miozänen Sande des Wachberges abgetrennt und bildet ein geson- 
dertes Gebiet kristallinischer Schiefergesteine. 

Die alpine Sandsteinzone im Süden dieses Kartenblattes ist vor 
Jahren durch Herrn Oberbergrat ©. M. Paul aufgenommen worden; 
das breite Band tertiärer Sedimente hat Herr Dr. OÖ. Abel kartiert !) 
und mir wurde die Kartierung des kristallinischen Anteiles zugewiesen. 

Löß, Lehm und tertiäre Sande steigen an den Abhängen der 
genannten Berge bis zu Höhen über 350 m hinauf und verhüllen große 
Strecken des Grundgebirges. Einen Ersatz bieten die Aufschlüsse an 
der Pielach, in dem Lochau genannten Teile des Tales und in der 
Nähe der Mündung dieses Flusses, der ein typisches, epigenetisches 
Durchbruchstal in das Grundgebirge eingeschnitten hat?). 

Bereits im Jahre 1852 hat J. C2jZzek?°) die Berge im Süden 
der Donau zwischen Mautern, Melk und St. Pölten gründlich durch- 
wandert und die Verbreitung der einzelnen Gesteine in den Haupt- 
zügen festgestellt. Der größere östliche Teil dieser Berggruppe ist 
ein ziemlich einförmiges Granulitgebiet. Nach CäjZeks Beschreibung 
bildet die Schieferung des Granulits ein breites, allseits gegen auben 


1) C.M, Paul, Der Wienerwald. Jahrb. d.k. k. geol. R-A. 1889, pag. 53. — 
OÖ. Abel, Studien in den Tertiärbildungen d. Tullner Beckens. Jahrb. d. k. k. geol. 
R.-A. 1903, pag. 91. 

?®) R. Hödl, Das untere Pielachtal. Ein Beispiel eines epigenetischen Durch- 
bruchstales. Festschrift des 200 jährigen Bestandes des k. k. Staatsgymnasiums im 
VIIL. Bez. Wien 1901. 

®) J. Czjzek, Geologische Zusammensetzung der Berge bei Melk, Mautern 
und St. Pölten in Niederösterreich. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1853, pag. 264. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 


390 Dr. Franz E. Suess. [2] 


abdachendes Gewölbe. Der südliche Randstreifen des Gewölbes 
zwischen den Orten Ober-Mamau und Windschnur liegt im Karten- 
blatte St. Pölten. In Ubereinstimmung mit dem gewölbeförmigen 
Aufbau des Ganzen fallen die Granulitbänke im Osten, unweit Ober- 
Mamau, nahe ihrem endgültigen Verschwinden unter der sich immer 
mehr ausbreitenden Lehmdecke, steil südwärts; im Westen dagegen 
bei Rittersberg und Eniglberg sowie am Rande des Granulitgebietes bei 
Würmling mehr gegen SSW und SW mit 40—50°. Im Matzengraben 
bei Windschnur legt sich auf den Granulit ein Streifen von Diopsid- 
Amphibolit; mit einer Breite von 300—800 m streicht er von 
hier nordwestwärts fort gegen den Dunkelsteiner Wald. Diese Gesteine 
sind vergesellschaftet und wechsellagern mit mittel- bis kleinkörnigen 
slimmerarmen Gneisen und Aplitgneisen. Nicht selten ent- 
halten diese Gneise Granaten und nähern sich dadurch dem Granulit, 
von dem sie aber durch gröberes Korn und durch das Zurücktreten 
der Parallelstruktur stets wohl zu unterscheiden sind. Beim Dorfe 
Windschnur am Urgebirgsrande erheben sie sich als niedriger, aber 
wohl bemerkbarer Kamm um 30—40 m’ über die umgebenden Am- 
phibolite, denen sie mit konkordantem nordwestlichen Streichen ein- 
gelagert sind. Weiter im Westen beim Weghofe ist abermals aplitischer 
oder Biotit führender Gneis als Einlagerung eines schiefrigen Diopsid- 
Amphibolits bloßgelegt. Noch weiter im Westen überwiegt der glimmer- 
arme oder aplitische Gneis über den Amphibolit. Beim Windhofe und 
bei Eichberg trifft man an mehreren Stellen schmale Einlagerungen 
und unterhalb der Ruine Hohenegg 1!/, m lange Linsen von Amphi- 
bolit in dem weißen Gesteine. Sie sind zu unbedeutend, um auf der 
Karte angegeben werden zu können. 

Die Zone, in welcher Amphibolite und aplitische Gneise wechsel- 
lagern, wird gegen Nordwest — gegen den Dunkelsteiner Wald — fort- 
streichend, immer breiter. In den bewaldeten Bergen kann man die 
einzelnen Züge nicht mehr mit Sicherheit abgrenzen. An den Abhängen 
der Ederleiten bis zur Ruine Hohenegg und ebenso im Walde ober- 
halb Hengstberg und Egertsberg sind die häufigen Blöcke von Amphi- 
bolit mit denen des Aplitgneises regellos vermischt. 

Eine nächste breite Zone legt sich auf die der Amphibolite und 
Aplitgneise. Sie umfaßt noch die steilen Abhänge der Lochau und 
reicht im unteren Pielachtale bis nahe zur Mündung in die Donau. 
Das weitaus herrschende Gestein dieser dritten Zone ist sehr biotit- 
reicher und granatführender, oft auch fibrolithhaltiger Plagioklas- 
sneis (Glimmerschiefer bei Cz2jZek). Das Streichen schmiegt sich 
noch immer konkordant an den Rand des Granulitgewölbes und ist 
noch immer gegen Nordwest gerichtet. Nur in der Nähe der Donau, 
im unteren Teile des Sichtergrabens und in der Nähe der Pielach- 
mündung, wendet sich das Streichen mehr gegen West. 

Getrennt von dem zusammenhängenden Gebiete liegt eine kleine 
Partie dieses biotitreichen Plagioklasgneises weit im Osten beim 


!) Der Serpentin von der Höhe des Dunkelsteiner Waldes (bei Kote 622 im 
Ka:tenblatte Krems) wird nahe dem Nordrande des Blattes St. Pölten wohl in 
Lesesteinen, aber nicht anstehend gefunden. ze 


[3] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 391 


Fuchsenwalde unweit Wernersdorf, nordwestlich von St. Pölten. Das 
Gestein ist dort teils grobschuppig, teils recht feinkörnig; im ersteren 
Falle enthält es viel Fibrolith und erbsengroße Granaten. Schmale 
Streifen und Linsen von Amphibolit sind hier, wie anderwärts, ein- 
geschaltet. Die Schieferung fällt steil gegen Süd und legt sich somit 
auch hier auf den Aplitgneis und den Granulit. Die östliche Fort- 
setzung der Zone der Plagioklasgneise kommt somit hier spuren weise 
zum Vorschein. 


Die Plagioklasgneise enthalten zwei knapp übereinanderfolgende 
Lagen von kristallinischem Kalkstein. Sie sind beim Dorfe 
Kornig in Steinbrüchen bloßgelegt und lassen sich hier am Gehänge 
oberhalb der Straße nach Egertsberg verfolgen. Unmittelbar beim 
Dorfe Egertsberg wird das nördliche Lager abgebaut, das zweite 
etwa 300 Schritte weiter südwärts an der Strabenbiegung. Jenseits 
der 1/; km breiten Lößmulde von Umbach und Egertsberg ziehen die 
Kalke in zwei gesonderten Streifen gut aufgeschlossen und stets gleich- 
sinnig südwestfallend über Nölling zu den großen Marmorbrüchen von 
Häusling, die bereits außerhalb des Kartenblattes gelegen sind. Außer- 
dem fand ich am Fahrwege beim Reiserhofe südöstlich von Mauer im 
Verwitterungslehm mehrere größere Blöcke von kristallinischem Kalk- 
stein }). 

Eine Anzahl von Graphitvorkommnissen gehört ebenfalls 
der Zone der Plagioklasgneise an. Bereits Stutz erwähut in seiner 
„Oryktographie von Unterösterreich“ (1807) Graphitbaue bei Rohr 
über der Pielach, im Eggersberge und im Haigsberge (jetzt Eckarts- 
berg und Hengstberg) am Abhange des Dunkelsteiner Waldes. Die 
beiden letztgenannten Baue sind gegenwärtig nicht vorhanden. Bei 
Rohr, und zwar zwischen der Straße und dem Walde oberhalb der 
Lochau, wurde dagegen vor kurzem neuerdings auf Graphit geschürft. 
Auf dem Feldwege zwischen Untergraben und Kornig und unmittelbar 
über/dem Kalklager von Kornig befinden sich kleine Graphitlinsen, 
deren Abbau versucht wurde. Graphitschmitzen im Gneis fand ich 
überdies in der Nähe des Kalkbruches von Nölling, westnordwestlich 
von Eckartsberg und am Waldrande oberhalb Hengstberg. Überhaupt 
begleitet der Graphit gern den Zug der Kalke im Hangenden oder 
im Liegenden. 

Zahlreiche breite und schmale Züge von Amphibolit sind dem 
Plagioklasgneis eingeschaltet. Der mächtigste unter ihnen erscheint 
etwa S00 m breit am Nordrande des Kartenblattes bei Gerolding und 
beim Reithofe. Er streicht fast genau NS, wendet sich aber bald 
gegen SO. In den Löß- und Tertiärabhängen kann man das Fortstreichen 
des Zuges an weniger ausgedehnten Aufschlüssen verfolgen ; man findet 
ihn wieder unterhalb Pfaffing beim Kronhofe, südlich von Lanzing, 
in der Lehmschlucht bei Untergraben und dann noch einmal in der 
Nähe von Raumersdorf am Feldwege nach Wimpassing. Ein zweiter, 
im Maximum (bei Ursprung) etwa 300 m breiter Amphibolitzug zieht 


1) CäjZek (l. c. pag. 270) erwähnt noch eine Kleine Partie von körnigem 
“ Kalkstein im Lößterrain westlich von „Rainersdorf* (wohl Raumersdorf) bei Oster- 
burg. Ich konnte das Vorkommen nicht mehr antreffen, 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 51 


392 Dr. Franz E. Suess. [4] 


weiter im Westen etwas weniger gut aufgeschlossen über den oberen 
Teil des Sichtergrabens und über den Prackersberg in die Gegend 
oberhalb Ursprung und verschwindet am lößbedeckten Abhange gegen 
Mauer. Wenn man eine Wendung gegen Südost unter der Lößdecke 
voraussetzt, kann man die Fortsetzung dieses Zuges erkennen in den 
Amphiboliten beim Raiserhof und westlich von Edlitzberg und vielleicht 
auch noch in schmäleren, dem Schiefergneis eingeschalteten Bänken 
am Wege von Osterburg nachı Edlitzberg. Er erreicht nicht das Pielach- 
tal. Häufig trifft man recht schmale Bänke und Linsen und wieder- 
holte, nicht kartierbare Wechsellagerungen von Amphibolit mit Pla- 
gioklasgneis; so zum Beispiel oberhalb Hengstberg, bei Albrechtsberg 
und im Sichtergraben. 

Der Felsen, welcher das Stift Melk (knapp jenseits des Karten- 
randes) trägt, besteht aus stark zersetztem und «durch jüngere Kata- 
klase verändertem Quarzdiorit. Im Gehänge längs des Donauufers 
gegen die Pielachmündung enthält das Gestein stellenweise mehr 
amphibolitische Zwischenlagen und stellenweise auch solche von 
Pyroxen führendem Gneis. Den wiederholten Wechsel von Amphibolit 
und Gneis abwärts der Pielachmündung beschrieb bereits CZjZek. 
Auch diese Gesteine sind in der Regel sehr stark zersetzt und ihre 
Verbandsverhältnisse sind durch Waldwuchs verschleiert. Die Gneise 
oft als Augengneise entwickelt, mit etwa 3—5 mm großen porphyrischen 
Plagioklasen, dürften ein Bestandteil des Eruptivgesteines sein. Ahn- 
liche hochgradig kataklastische Gesteine begleiten gegen Westen die 
Bahnlinie und die Straße gegen Winden. Dort zeigte mir Herr Prof. 
Sigmund einen stark kataklastischen Amphibolgranitit, mit 
dessen genauer Beschreibung er eben beschäftigt ist. Das Gestein 
enthält ebenfalls dioritische und gneisartige Einschlüsse, und ich halte 
den Diorit vom Stifte Melk für eine Abart und einen Ausläufer des 
Stockes von Winden. Ob die Amphibolite an der Pielachmündung als 
‚basische Randbildungen und die unten näher beschriebenen Pyroxen 
und Hornblende führenden Adergneise bei Spielberg ‘an der Pielach 
als Imprägnationen in der Nachbarschaft dieses Stockes aufzufassen 
sind, wage ich nicht zu entscheiden. 

Das Streichen der Plagioklasgneise im Pielachtale oberhalb der 
Herrenmühle ist noch nordsüdlich mit steilem Westfallen und fügt 
sich noch ziemlich gut in den gewölbeförmigen Aufbau, welcher den 
Granulit des Dunkelsteiner Waldes ummantelt. In der Nähe der Donau 
jedoch, sowohl im unteren Sichtergraben als auch im Pielachtale unter- 
halb der Herrenmühle, wendet das Streichen plötzlich nach Westen 
oder Nordwesten, das Fallen ist gegen Süd oder Südwest gerichtet. 
Die Schieferung der kataklastischen Diorite bei Melk streicht eben- 
falls ostwestlich und fällt mit etwa 30° gegen Süd. 

Ein isolierter Aufbruch von granatführendem Plagioklasgneis 
befindet sich unter dem tertiären Sande des Wachberges, an der 
Straße von Loosdorf nach Melk beim Wächterhause Nr. 100. 

Wird schon im nördlichen Gebiete die Beobachtung und die 
Verfolgung der einzelnen Gesteinszüge häufig erschwert durch die 
Lößbedeckung und den stellenweise recht mächtigen Verwitterungs- 
lehm, so ist das in noch weit höherem Maße der Fall im Süden, in 


[5] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 393 


den östlichen Ausläufern des Hiesberges. In den südlichen Abhängen 
des Höhenzuges, gegen Ponsen und Siegendorf, sowie gegen Hermers- 
dorf und Lebers(dorf findet man nur recht selten anstehendes Gestein; 
in der Regel sind nur Lesesteine von glimmerarmen oder glimmer- 
reichem Gneis und Amphibolit verstreut im Verwitterungslelim. Buchten 
von feinkürnigem tertiären Sande greifen tief ein zwischen die Ur- 
gebirgshügel bis Maria-Steinparz. 

Das herrschende Gestein in dem ganzen Gebiete ist ein weiber, 
manchmal recht glimmerarmer, mittel- bis feinkörniger Biotitgneis, 
unzweifelhaft ein Orthogneis, oft nicht unähnlich den glimmerarmen 
Gneisen, welche den Granulit des Dunkelsteiner Waldes umranden. 
In großen Blöcken und auch anstehend trifft man diese Gesteine am 
Wege von Anzendorf zur Schallaburg. Die feldspat- und quarzreichen 
Partien sind dort durchzogen von ziemlich grobschuppigen, teils scharf 
begrenzten, teils wolkigen Glimmerflasern. In der Nähe der Schalla- 
burg und auf den westlichen Höhen stellen sich in großer Zahl Blöcke 
ein von massigem oder schiefrigem Amphibolit und auch einzelne 
Blöcke eines Gneisglimmerschiefers. Bei der Schallaburg bildet der 
Amphibolit wohl umgrenzte deutliche Linsen und Streifen im ziemlich 
glimmerreichen, flaserigen weißen Gneis. Ein NNW- SSO zum Waida- 
berge bei Lebersdorf streichender Zug von Amphibolit läßt sich mehr 
vermuten als mit Sicherheit nachweisen. Bei Maria-Steinparz nächst 
der Kapelle steht Amphibolit an, vergesellschaftet mit glimmerreichem, 
sranatführendem Gneis. Letzterer läßt sich mit ziemlicher Sicherheit 
an den Lesesteinen südwärts verfolgen, quer über die Straße gegen 
den Bauernhof Ponser. Weitere Einlagerungen von glimmerreichem 
Gneis im weißen Gneis befinden sich auf der Hohen Mais nördlich 
von Siegendorf bei Kote 366 und in undeutlichen Spuren nachweisbar 
oberhalb der Kohlwiese beim Hofe Herrenreitli westlich von Steinparz. 
Die Schieferung streicht im ganzen Gebiete im allgemeinen gegen 
NNW oder NS; sie steht senkrecht oder fällt sehr steil gegen WNW 
oder NW und demnach im entgegengesetzten Sinne, wie die gegen- 
überliegenden Plagioklasgneise bei Loosdorf und in der Lochau. 

Die Nordwestecke des Kartenblattes St. Pölten wird von der 
Donau durchschnitten und somit fällt noch ein kleines Stück des link- 
seitigen Grundgebirges gegenüber von Melk in das Kartenblatt. Man 
erkennt deutlich, daß die Donau in dieser Strecke einer Störungslinie 
folgt, die Gesteine an beiden Ufern sind gänzlich verschieden. Während 
die rechte Seite von den erwähnten kataklastischen Dioriten und Amphi- 
boliten gebildet wird, besteht das linke Ufer bei Emmersdorf aus 
hellfarbigem Granulitgneis. Mit diesem letzteren mag hier eine 
kurze Beschreibung der wichtigsten Gesteinstypen beginnen. 


I. Granulitgneis von Emmersdorf. 


Das weiße Gestein, wie es nächst der Überfuhr von Melk nach 
Lubereg, bei Emmersdorf und bei Reith an mehreren Stellen gebrochen 
wird, unterscheidet sich vom typischen Granulit weniger durch den 

51* 


394 Dr. Franz E. Suess. [6] 


seringen Biotitgehalt als durch ungleiches,. meist gröberes Korn und 
durch das Zurücktreten der Parallelstruktur. Die äußerst zarten, 
rötlichbraunen Biotitschüppchen sind in unbestimmt wolkig umgrenzten 
Streifen stellenweise angereichert und fehlen vollständig in manchen 
erobkörnigen, aplitähnlichen Lagen. Die für die echten Granulite 
bezeichnende bandstreifige Schieferung kann hier nicht wahrgenommen 
werden. Der rötlichbraune Granat kann selbst erbsengroB werden, 
in der Regel erreicht er aber nur die Größe eines Hirsekornes oder 
eines Stecknadelkopfes; er wird stets noch mit freiem Auge wahr- 
senommen. Am größten wird er in den weißen glimmerfreien, zucker- 
körnigen Lagen, wo er zu rotbraunen, streifigen Gruppen angereichert 
ist. Farblose, etwa !/; mm große Körner von Disthen sind relativ 
spärlich; ebenso sind die Anflüge von Fibrolith auf den Schieferungs- 
flächen hier etwas seltener als sonst in den niederösterreichischen 
Granuliten. Auch unter dem Mikroskop fällt der unbestimmt streifen- 
weise Wechsel der Korngröße auf und erinnert an Kataklasstruktur. 

Orthoklas bildet mindestens die Hälfte, meistens aber ?/; oder 
3/, der Gesteinsmasse. Bei sehr starker Vergrößerung erweist er 
sich stets als äußerst feingefaster Mikroperthit, der fast zum Krypto- 
perthit wird. Wie ich im folgenden Aufsatze ausführe, sind zweierlei 
Plagioklaseinlagerungen im Mikroperthite zu beobachten, und zwar 
zunächst die unmeßbar zarte Lamellierung von Albit, welche in jedem 
Korne (außer in Schliffen parallel der Querfläche) sichtbar ist; sie durch- 
zieht als vollkommen geradlinige Streifung das Korn und entspricht nach 
Brögger und anderen einem steilen Orthodoma (801). In vielen 
Körnern befinden sich außerdem größere spindelförmige oder linsen- 
förmige oder rundliche Körper von Oligoklas, welche entweder parallel 
der feinen Lamellierung oder ganz unregelmäßig angeordnet und ver- 
teilt sind. Gegitterter Mikroklin wurde nur an einer Stelle in 
einem Schliffe vom Ostende des Dorfes Emmersdorf beobachtet. 
Quarz mit den gewöhnlichen Zügen von Gas- und Flüssigkeitsein- 
schlüssen und stellenweise mit undulöser Auslöschung ist nach Orthoklas 
der reichlichste Bestandteil; er bildet rundliche und stumpfeckige 
Körner und Körnergruppen, während der Orthoklas, zufolge seiner 
tiefen Stellung in der kristalloblastischen Reihe, gern hohlgeformte 
Umrisse annimmt, sich spitzeckig zwischen die Fugen der Nachbar- 
körner drängt oder auch in Form ganz kleiner, unregelmäßiger Lappen 
die Zwischenräume ausfüllt. 

Plagioklas, nach der Lichtbrechung und den Auslöschungen 
in Schliffen L M und P ein ziemlich basischer Oligoklas (etwa Ab, 
An,), ist etwas häufiger als sonst in Granuliten und wird besonders 
häufig in einigen weniger orthoklasreichen Varietäten im Steinbruch 
unmittelbar bei der UÜberfuhr über die Donau und bei Reith, nörd- 
lich von Emmersdorf. Dann erreichen die Oligoklase nicht selten 
die Größe der Orthoklaskörner und es kommt durch die Einwachsung 
der Orthoklaskörper im Oligoklas häufig zu antiperthitähnlichen 
Bildungen ?). Relativ große Lappen von Orthoklas (oder Kryptoperthit ?), 


!) Als Antiperthite bezeichne ich Plagioklase, welche regelmäßige Einschlüsse 
von Orthoklas enthalten, Siehe den folgenden Aufsatz in diesem Bande. 


7] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 395 


rechteckig oder unregelmäßig begrenzt oder spindelförmig und keulen- 
förmig in die Länge gezogen, auch in paralleler Lage durch Aste 
und Verzweigungen miteinander verbunden, sind im allgemeinen bei- 
läufig in der Längsachse des Wirtes gestreckt. Es ist auffallend, 
daß der Ortlhoklas im Gestein oft etwas getrübt, der Ogligoklas da- 
gegen vollkommen klar geblieben ist. In anderen Schliffen findet 
sich allerdings stark getrübter Plagioklas, daneben aber auch ganz 
klare, kleine gestreifte Körnchen, wie wenn. zweierlei Plagioklase 
vorhanden wären. Hie und da sieht man zonare Auslöschung, auch 
in einzelnen von Orthoklas durehbrochenen Körnern. Die symmetrische 
Auslöschung ist gegen außen um wenige Grade höher und läßt somit 
auf inverse Zonenstruktur, das ist eine weniger saure Hülle gegen- 
über dem Kerne schließen, wie das nach Becke der Regel für die 
kristallinischen Schiefer entspricht‘). Myrmekitische Anwachs- 
zapfen an den Rändern der Orthoklase fehlen in keinem Schliffe, sie 
werden häufiger und größer in den an Plagioklas reicheren Varietäten. 

Kleine Schüppchen von Biotit (tiefrotbraun-blaßgelb) sind un- 
regelmäßig verteilt, oder in lockeren Reihen geordnet. Er enthält 
manchmal, aber nicht häufig, in Form von Gruppen und Büscheln oder 
vereinzelt, zarte Nädelchen, die an den knieförmigen Zwillingen als 
Rutil erkannt werden. Im vollkommen frischen Biotit scheinen sie 
zu fehlen; wo der Biotit aber besonders stark zersetzt und gründlich 
gebleicht ist, treten an ihre Stelle stark lichtbrechende und lebhaft 
polarisierende, längliche oder unregelmäßige Körnchen (Epidot?) oder 
infolge der Kleinheit völlig undurchsichtiges Körnerhanfwerk. Der 
Granat ist farblos, nur selten blaßrot; kleinere Individuen sind 
rundlich, manchmal mit Andeutung stumpfeckiger Umrisse, die größeren 
bilden meistens unregelmäßige, halbmondförmige oder ringförmige Peri- 
morphosen um Quarz und Feldspat und Biotit. Farbloser Disthen 
fand sich nur in einem Schliffe von Reith bei Emmersdorf. 

Auffallend häufig ist Apatit; die .kleinsten Individuen bilden 
kristallographisch sehr scharf umgrenzte Säulchen; größere Körner 
von 0:1 bis 0:3 mm Länge sind unregelmäßig gestaltet. Weit seltener 
ist Zirkon und vereinzelt auch Rutil in Form tiefbrauner Körner 
oder Säulchen (bis 0:6 mm lang). Opake Bestandteile sind recht selten. 
Man sieht glänzende oder rotbraun zersetzte Erzschüppchen und in 
wenigen Fällen auch weißliche, undurchsichtige Massen, die für Leu- 
koxen zu halten sein dürften (Emmersdorf). 


II. Granulite nordwestlich von St. Pölten. 


Die Gesteine des Abhanges gegen Ober-Mamau, Watzelsdorf und 
Sasendorf sind glimmerarme und stets granatführende Granulite mit 
scharf liniierter Parallelstruktur. — Orthoklas, in derselben mikro- 
perthitischen Ausbildung wie in den Gesteinen bei Emmersdorf, bildet 
abermals wenigstens 3/, der Gesteinsmasse; neben Quarz ist stets auch 


') F.Beck e, Über Mineralbestand und Struktur der kristallinischen Schiefer. 
Denkschriften der kais, Akad. d. Wissensch., Math.-nat. Kl. Bd. LXXV, 1903, S. 45. 


396 Dr. Franz E. Sness. [8] 


etwas gestreifter Oligoklas und auch Myrmekit im Grundgewebe zu 
sehen; farbloser oder blaßroter Granat in Körnern und Perimorphosen, 
etwas Disthen und sehr kleinschuppiger Biotit ergänzen das für 
Granulite typische Bild. Allerfeinste Sagenitbüschel finden sich oft im 
Biotit (Apatit, Zirkon, Rutil und spärliche Erze). 

Im Waldgebiete, südwestlich vom Schlosse Goldeck und nörd- 
lich von Windsehnur, wo der Granulit in zahlreichen Blöcken entlang 
der Wege umherliegt, beobachtet man nicht selten faustgroße und 
größere dunkle und dichte Einschlüsse im lichten Gestein. Die Ein- 
schlüsse zeigen dieselbe Parallelstruktur und dasselbe Gefüge wie 
der umgebende Granulit, in den sie verschwommen und ohne scharfe 
Grenze übergehen. Unter dem Mikroskop erkennt man sie als plagio- 
klasreichen und hypersthenführenden Granulit. Der Hyper- 
sthen wird in plagioklasreichen Gesteinen am häufigsten und über- 
trifft dort in einzelnen Abarten, in denen er besonders angereichert 
ist, zwar nicht an der Größe der Individuen, aber an Menge be- 
deutend den Granat. In den Gesteinen, in welchen Orthoklas noch 
den Hauptbestandteil ausmacht, tritt er nur spärlich auf. Er bildet 
völlig farblose oder sehr blaßgrünliche, unregelmäßige Körner, oder 
in die Länge gezogene, lappige und gleichsam zerfressene Gestalten ; 
sie können 1 mm Länge erreichen, sind jedoch meistens bedeutend 
kleiner. Es sind dieselben Ausbildungsweisen, welche Dathe von 
den Pyroxenen mancher sächsischen Granulite beschreibt !); nach der 
relativ geringen Doppelbrechung sowie nach deren negativem Charakter 
in Schnitten senkrecht zu einer optischen Achse konnte das Mineral 
als rhombischer Pyroxen erkannt werden?) Ein nicht sehr 
plagioklasreicher Schliff enthält an Stelle der Pyroxenkörnchen Flecke 
einer durch feine opake Stäubcehen getrübten grünlichen Substanz, 
mit lebhafter Doppelbrechung. Bei stärkerer Vergrößerung erkennt 
man wirr durcheinanderliegende oder beiläufig parallel gestellte Fasern 
und Schüppchen mit sehr deutlichem Pleochroismus (Schwingungen 
parallel zur Längsachse [c] schmutziggrünlichgelb, quer [a] fast farb- 
los) und kleiner Auslöschungsschiefe. Obwohl keine Spur von frischem 
Hypersthen in dem Schliffe vorhanden ist, vermute ich hier faserige 
Hornblende (Dathes „Viridit“) als Zersetzungsprodukt des Pyroxens. 

In dem an Orthoklas (Mikroperthit) sehr armen Granulit kommen 
die Antiperthite (Oligoklas-Mikroperthite) zur schönsten und ele- 
santesten Ausbildung. Die Orthoklasmenge, welche dann selbständig 
als Füllmasse zwischen den umgebenden Körnern auftritt, ist geringer 
als jene, welche in Form zarter Spindeln oder einseitig abgestumpfter 
Keilgestalten in sehr ungleichmäßiger Verteilung dem Oligoklas ein- 
gelagert sind. Wie ich an anderer Stelle näher ausführe, nehmen diese 
Spindeln in den Körnern verschiedene kristallographische Richtungen 


!)E. Dathe, Die Diallaggranulite der sächsischen Granulitformation. Zeitschr. 
d. Deutsch. geol. Gesellsch., Bd. 29, 1877, S. 280. 

?) Die einfache Methode der Bestimmung des optischen Charakters in 
Schnitten senkrecht zı einer optischen Achse wurde mir von Herrn Prof. Becke 
gütigst mitgeteilt. Sie wird demnächst in den Denkschriften der kais. Akademie 
der Wissenschaften näher beschrieben werden. Hierfür sowie für manche andere 
Ratschläge bin ich Herrn Professor Becke zu großem Danke verpflichtet. 


[9] Das Grundgebirge im Kartenbiatte St. Pölten. 397 


ein. Ein Teil ist reichlicher an den Zwillingsgrenzen eingeschaltet 
und in seiner Richtung beiläufig parallel der Hauptachse gestreckt, ein 
zweiter Teil liegt quer zur Zwillingsgrenze und, wie es scheint, parallel 
den Kanten zwischen den Prismen und den Endflächen; doch werden 
die Richtungen nicht stets streng eingehalten, meistens werden leichte 
Abweichungen von der Hauptrichtung und Krümmungen der Spindeln 
beobachtet. Das Bild ist gänzlich verschieden von dem der zart 
lamellierten Orthoklasmikroperthite. Dagegen konnte in den Ortlo- 
klasspindeln selbst nicht selten die äußerst feine Mikroperthitlamnel- 
lierung beobachtet werden. 

Der Plagioklas, der nach der symmetrischen Anslöschung in 
Schliffen [L (001) und (010)] als Andesin oder basischer Oligo- 
klas bestimmt wurde, zeigt häufig, aber nicht immer, zonare Aus- 
löschung. Die Erscheinung ist, wie es scheint, am schärfsten ausgeprägt, 
wo ein Plagioklaskorn unmittelbar an einen Granat oder einen Pyroxen 
anstößt. Dort begleitet oft ein schmaler Saum anorthitreicherer Sub- 
stanz, welche um zehn oder mehr Grade von der Auslöschung des 
übrigen Kornes abweicht, die Grenze zwischen beiden Mineralien. 

Der blaßrote Granat bildet unregelmäßige, eingebuchtete und 
ausgezackte Gestalten, deren Umrisse in eigentümlicher Weise den be- 
‘ nachbarten Biotitschüppchen ausweichen. Wo ein leistenförmiger Quer- 
schnitt von Biotit gegen den Granat heranragt, bildet die Grenze des 
letzteren eine deutliche Einbuchtung, so daß zwischen beiden Mineralien 
noch ein etwa 0.02—0:05 mm breiter Saum von farbloser Substanz 
bleibt, der in mehreren Fällen als Plagioklas erkannt werden konnte. 
Fast an jedem Granatkorne kann diese Erscheinung beobachtet werden. 
Häufig durchbricht eine querstehende Biotitschuppe die Schale einer 
Granatperimorphose. Hat sich der Granat in seinem Wachstum der 
Breitseite einer Biotitschuppe genähert, so verläuft seine Grenze 
parallel der letzteren und manchmal sieht es aus, als wäre das völlig 
unregelmäßig gestaltete Granatkorn von einem lockeren und unter- 
brochenen Gerüste von Biotitleisten umrahmt. Kleinere Einschlüsse 
von Biotit im Granat sind ebenfalls von einem Hofe farbloser Substanz 
umgeben. Nur selten kommt der Granat mit dem Biotit in unmittel- 
bare Berührung. Hie und da umzieht noch ein Kranz von Hypersthen- 
körnern die ganze Gruppe. (Siehe Fig. 1 und'2, S. 394 ) 

Die gleiche Erscheinung bildet Lehmann ab aus Granuliten 
des sächsischen Granulitgebirges; der Biotit ist dort noch reichlicher 
vertreten und umeibt nicht selten den regelmäßigen Rest eines Granat- 
kernes in einer Anordnung, in welcher scheinbar noch der äußere 
Umriß des ehemals größeren Granaten zum Ausdrucke kommt. Leh- 
mann nimmt an, daß der Biotit aus dem Granat entstanden und auf 
Kosten des Granats gewachsen ist. Man kann sich vielleicht aber 
auch vorstellen, daß die Kristalloblasten von Granat und Biotit im 
Grundgewebe gleichzeitig gewachsen sind, daß beide im vorliegenden 
Falle in chemischer Hinsicht sehr nahe verwandt sind und daß, wo 
sich ihre Ränder sehr genähert haben, der Gehalt an Substanz in der 
kapillaren Lösung für beide Moleküle nicht mehr ausreichte: Der 
wachsende Biotit entzog dem unmittelbar benachbarten Granat die 
Nahrung und verursachte so eine Einbuchtung der Granatumrisse in 


398 Dr. Franz E, Suess. [16] 


Fig. 


Granatperimorphosen im pyroxen-führenden Granulit NW von St, Pölten. 


[111] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 399 


seiner nächsten Umgebung. Wenn die Annahme Lehmanns!) hier 
selten sollte, müßte man einen beträchtlich größeren Reichtum von 
Biotit in der nächsten Nähe der Granaten erwarten; durchaus nicht 
immer befindet sich Biotit in der Nachbarschaft der Granate und er 
ist keineswegs in der Nähe der Granate in irgendwie auffallender 
Weise gehäuft. Bei der ziemlich gleichmäßigen Verteilung der 
Glimmerschuppen im ganzen Gestein in gleichartiger Ausbildung und 
ähnlicher Anordnung macht das örtliche Zusammentreffen von Biotit 
und Granat vielmehr den Eindruck des Zufälligen. Die Annahme eines 
selbständigen Wachstums des Biotits sowohl wie des Granats aus dem 
Grundgewebe, das nur dort behindert wird, wo die beiden gleicher 
Metalle bedürftigen Kristalloblasten nahe aneinandertreten, scheint 
mir im vorliegenden Falle demnach größere Wahrscheinlichkeit zu 
besitzen. 

Wo eine Granatperimorphose ein größeres Feldspatkorn oder 
auch eine Gruppe von Körnern teilweise umschließt, sind in der Regel 
die Spindel der Mikroperthite viel größer entwickelt als in den Mikro- 
perthiten des Grundgewebes (Fig. 1 und 2). Der äußere Umriß der 
Perimcrphose ist xenoblastisch, der Hohlraum dagegen idioblastisch 
gegenüber dem umschlossenen Perthit. Orthoklas und Plagioklas 
sind hier häufig in Form von Streifen und Spindeln oder als lang- 
sezogenes Netzwerk, beiläufig in. gleicher Menge durcheinander 
gewachsen, so daß oft in einem Teile des Kornes längliche Spindeln 
von Orthoklas im Plagioklas liegen und an einem anderen Teile wieder 
das umgekehrte der Fall ist und das Korn demnach teils als Antiperthit 
und teils als Perthit zu bezeichnen wäre. Der der geradlinigen Granat- 
wand unmittelbar anliegende Saum ist jedoch klarer Plagioklas ohne 
Örthoklaseinlagerungen und anorthitreicher als der Kern, eine Er- 
scheinung, die an die schmalen basischen Feldspatsäume an den 
Pyroxen- oder Granatgrenzen in Amphiboliten und Gabbros erinnert. 

Alle diese Erscheinungen erklären sich leicht durch das kristallo- 
blastische Wachstum der Bestandteile in der starren Gesteinsmasse, 
wobei ein Austausch der Substanzen in unmittelbarer Nähe erfolgt, 
wenn sich vielleicht auch eine bestimmte Formel für den Austausch 
der Moleküle in den benachbarten Körnern vorläufig nicht geben läßt. 
In den Kammern der Granatperimorphosen mag die Zirkulation der 
kapillaren Lösung verlangsamt und weniger durch Pressung beeinflußt 
gewesen sein; es herrschten geänderte Kristallisationsbedingungen, 
welche andere Feldspatarten und eine andere Entwicklung der Perthite 
ermöglichten. 

Hornblende wurde nur in einem Schliffe zusammen mit 
Hypersthen, aber in geringerer Menge gefunden; die Farbe ist recht 
intensiv braun oder bräunlichgrün, schmutziggrün und blaßgelblich- 
grün (b> c > a), Auslöschung zirka 15%. Die Prismenflächen sind 
manchmal gut entwickelt und man trifft die charakteristischen spitz- 
rhombischen Querschnitte; manchmal sind die Körner unregelmäßig 
lappig gestaltet, ähnlich wie der Hypersthen. 


!) Lehmann, Untersuchungen über die ne der altkristallinischen 
Schiefergesteine. Bonn 1884. 8. 223. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 52 


400 Dr. Franz E. Suess. [12] 


Die akzessorischen Bestandteile: Apatit, Zirkon, Rutil, Erze 
(Titaneisen, Magnetit, selten Pyrit) sind im allgemeinen in hypersthen- 
führendem Granulit etwas reichlicher vertreten als im normalen 
Granulit. 


III. Aplitischer und glimmerarmer Gneis im Dunkel- 
steiner Walde, bei Hohenegg und nördlich von St. Pölten. 


In petrographischer Hinsicht steht dieses Gestein mit Granuliten, 
seiner Verbreitung nach aber mit den benachbarten Diopsidamphi- 
boliten in naher Beziehung. Der Hauptbestandteil ist abermals Mikro- 
perthit; sehr reichlich ist Quarz vorhanden, weit spärlicher Plagioklas; 
Biotit tritt in recht wechselnder Menge auf, er kann ganz fehlen 
und wird kaum je so häufig, wie etwa in den typischen Formen des 
Waldviertelgneises der Gegend um Gföhl. Granat fehlt meistens ganz, 
ist aber in anderen Fällen auffallend angereichert und selbst erbsen- 
sroß (Windschnur, bei der Ederleiten im Dunkelsteiner Walde u. a. 
a. O.). Disthen oder Fibrolith wurden weder mit freiem Auge noch 
im Dünnschliffe gefunden. Was das Gestein beim ersten Anblicke vom 
Granulit unterscheiden läßt, ist das bedeutend größere Korn und das 
Zurücktreten der Parallelstruktur. Gesteine von gröberem Korne, die 
oft ziemlich große Granate enthalten (Windschnur), sind oft fast 
glimmerfrei, erhalten bei der Verwitterung rötliche Streifen und durch 
das Hervortreten der Quarzkörner ein sandsteinähnliches Aussehen. 
Bei wechselndem Glimmergehalte und nicht allzu grobem Korne nähern 
sich die Gesteine bald einem ziemlich feinkörnigen Granit (zum 
Beispiel Eichberg unterhalb Ruine Hohenegg), bald einem unbestimmt 
flaserigem Gneis (zum Beispiel Weghof bei Hafnerbach). Nur im 
Osten, bei Ober-Mamau tritt das Gestein mit dem echten Granulit in 
unmittelbare Berührung, im Westen ist es von diesem durch die obener- 
wähnten breiten Züge von Diopsidamphibolit getrennt. In dem schlucht- 
ähnlichen Wasserriß rechts der Straße bei „Kalbling“ nach Ober-Mamau 
sieht ein stellenweise ziemlich glimmerreicher Gneis an, den ich zu 
derselben Gesteinsgruppe rechne; er streicht WNW—OSO, fast O—W 
mit sehr steil gegen Süd geneigter oder fast senkrechter Schieferung. 
Der Gneis enthält zahlreiche Zwischenlagen oder wenige Meter lange 
Linsen aplitischer und granulitischer Gesteine, manchmal gehen sie 
in den benachbarten Gneis über; ferner enthält er wenige Zentimeter 
oder auch bis 3 m mächtige wiederholte Zwischenlagen verschieden- 
artiger, zum Teil porphyrischer Amphibolite, welehe in der Regel 
ziemlich stark zersetzt sind. Stellenweise schwellen sie plötzlich zu 
mächtigen Linsen an und keilen nach wenigen Schritten bereits zu 
dünnen Streifen aus, welche den Faltungen und Biegungen der im 
allgemeinen senkrechten Schichtflächen folgen. Außerdem werden alle 
Gesteine in dieser ziemlich ausgedehnten Regenschlucht nach den 
verschiedensten Richtungen von geradlinigen pegmatitischen Adern 
und Gängen durchzogen. 

Der Mikroperthit ist äußerst feinfaserig, in der gleichen Aus- 
bildung wie in den Granuliten. Er kann ?/, der Gesteinsmasse ausmachen; 


[13] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 401 


dann fällt der Rest fast ganz dem Quarz zu. Saurer Oligoklas 
( o>vy,.> eo, mit stets sehr kleiner symmetrischer Auslöschung) 
findet sich dann nur in wenigen myrmekitischen Zapfen und in einigen 
sestreiften Körnern; dazu kommen noch wenige Schuppen von sehr 
lebhaft pleochroitischem, holzbraunem Biotit, mit sehr kleinem Aclısen- 
winkel. Größere Quarzkörner zeigen undulöse Auslöschung. Ein großer 
Teil des Quarzes bildet aber mit rundlichen oder abgestumpft eckigen 
Umrissen Einschlüsse im Feldspat. Es vollzieht sich eine Annähe- 
rung von der granoblastischen zur granophyrischen Struktur. Andere 
Abarten enthalten bedeutend mehr Oligoklas; die Orthoklasmenge 
sinkt dann kaum auf !/; herab und beträgt wohl immer noch mehr 
als die Hälfte aller übrigen Bestandteile. Gestreifter Oligoklas scheint 
dann in Gruppen von Körnern stellenweise angereichert zu sein und 
einzelne besonders große Körner (bis 2 mm) treten auffallend hervor. 
Ein zonarer Aufbau innerhalb enger Grenzen wird dann stellenweise 
sogar auch in den Myrmekiten beobachtet. Rechteckig umgrenzte oder 
längliche Orthoklasfleckchen finden sich hie und da gruppenweise im 
Oligoklas; doch kommt es nicht zur Entwicklung regelmäßiger Anti- 
perthite. Sekundäre Albitausscheidungen finden sich in mechanisch 
beeinflußten Gesteinspartien, besonders auf den Spaltflächen der Ortho- 
klase. Granat, wenn überhaupt vorhanden, bildet mehr vereinzelte, 
aber dem allgemeinen gröberen Korn entsprechend, größere Gestalten 
als im Granulit; wo ihm Glimmerleisten entgegenragen, zeigt er die- 
selben tiefen Einbuchtungen, wie die Granaten des Granulites. Apatit 
erscheint in Gruppen größerer Körner oder sehr dünner, etwa 0:05 
bis O1 mm langer Nädelchen im Feldspat. Zirkon findet sich in den 
gewöhnlichen kleinen Eiformen. 


IV. Weisser Gneis im Süden (bei Schallaburg, Hiesbersg, 
Hohe Mais, Waidaberg). 


Schliffe dieses Gesteines von der Höhe NÖ der Schallaburg und 
von Oed nahe dem westlichen Kartenrande zeigen in Bezug auf 
Struktur und Mineralbestand große Ähnlichkeit mit den glimmerarmen 
Gneisen von Hohenegg und Windhof. Wie dort herrscht Mikroper- 
thit und Quarz, ersterer überwiegt in der Regel um weniges über 
den zweiten. Ein Oligoklas (Auslöschung L PM: >a—y>o) 
findet sich hauptsächlich in Form myrmekitischer Zapfen im Mikro- 
perthit, seltener in Form größsrer Körner. Einen Unterschied gegen 
das genannte Gestein bilden die ziemlich grobschuppigen Flasern 
von Biotit (tief rotbraun bis blaßzelb). In dem Gesteine von Oed fand 
sich gegitterter und äußerst feinfaseriger Mikroklinperthit, verbunden 
mit Anzeichen von Kataklase und sekundären, breiteren Albitaus- 
scheidungen. Ein Epidotkorn im Plagioklas deutet ebenfalls auf be- 
ginnende mechanische Umwandlung. Dasselbe Gestein enthält über- 
dies sehr spärliche kleine Granaten und kleine Hornblendebüschel, 
sowie rechteckige und rundliche Körnchen von Pyrit. Die gewöhn- 
lichen UÜbergemengteile Apatit und Zirkon sind in diesen Gesteinen 
auffallend großkörnig entwickelt. 

Ho 


402 Dr. Franz E. Suess. [14] 


V. Diopsidamphibolit. 


Die Gesteine, welche bei Windschnur und im Walde nördlich 
von Hafnerbach in breiten Zügen mit dem Aplitgneis wechsellagern, 
sind dunkelgraugrün, grob gebankt, richtungslos oder bandstreifig 
körnig, mit kleinem, seltener feinem Korn, so daß man mit freiem 
Auge meistens recht gut den wechselnden Gehalt an weißem Feld- 
spat, die etwa !/, bis 1 mm, vielleicht auch 2 mm großen Spaltflächen 
der dunklen Hornblende und weniger deutlich den hellgrünen oder 
gelblichgrünen Pyroxen erkennen kann. Nicht selten gewahrt man 
außerdem tiefrote Granate, in der Regel in Form kurzer Streifen 
und Linsen. 

Wo der Fußweg westlich von Würmling bei Windschnur einen 
kleinen Graben überschreitet, triftt man nahe der Granulitgrenze 
sroße Blöcke von dunklem, etwas streifigem, porphyrischem Diopsid- 
amphibolit; sie enthalten in großer Zahl 5—10 mm große Feldspat- 
augen, welche, wie das Mikroskop lehrt, aus Gruppen großer durch- 
einandergewachsener Körner von schön gestreiftem basischen Plagioklas 
bestehen. Diablastische, stellenweise auch Kelyphitstruktur,, poikilo- 
blastische und Siebstruktur sind in diesen Gesteinen vertreten. 

Die Mengenverhältnisse der drei Hauptsbestandteile: Plagioklas, 
Augit und Hornblende sind ziemlichen Schwankungen unterworfen; 
ersterer macht nicht selten fast die Hälfte der Gesteinsmasse aus, 
die letzteren beiden sind oft in ziemlich gleicher Menge vorhanden 
oder sie sind in streifigen Lagen abwechselnd angereichert. Nur in 
einem Schliffe aus dem unteren Tale des Matzengrabens bei Wind- 
schnur fehlt der Augit vollständig. Der Plagioklas, stets mit prächtiger 
Zwillingsstreifung nach beiden Gesetzen, wird an der symmetrischen 
Auslöschung (in der Regel 26— 30°) der Lamellen nach dem Albitgesetze 
in Schnitten senkrecht zu (010) und (001) als Labrador erkannt 
mit einer beiläufigen durchschnittlichen . Zusammensetzung Ab, An,. 
Seltener sind noch höhere symmetrische Auslöschungen in solchen 
Schnitten, über 35° ja selbst stark über 40° (einzelne Schliffe aus 
dem unteren Teile des Matzengrabens). In diesem Falle zeigte der 
deutlich optisch positive Charakter, daß der Plagioklas bereits sehr 
dem Anorthit genähert ist. Zonarer Aufbau ist die Regel und be- 
wegt sich etwa vom sauren Labrador im Kern bis zum basischen Labra- 
dor oder Bytownit in der Hülle. Dort, wo der Plagioklas unmittelbar 
an Pyroxen oder Amphibol grenzt, ‚befindet sich ein ganz schmaler 
basischer Saum, in welchem die Auslöschung ziemlich plötzlich wech- 
selt; die Erscheinung ist hier weit allgemeiner und deutlicher als in 
den pyroxenführenden Granuliten. 

Der Diopsid ist unter dem Mikroskop farblos oder sehr blaß- 
meergrün, mit Spuren von Dichroismus; er bildet ganz unregelmäßige 
Körner mit deutlich prismatischer Spaltbarkeit und die Querschnitte, 
in denen sich die Spaltrisse nahezu rechtwinklig kreuzen, zeigen den 
Austritt einer optischen Achse und positiven Charakter. Fast immer ist 
der Diopsid erfüllt und selbst siebartig durchlöchert von rundlichen 
und tropfenförmigen Einschlüssen von Plaeioklas — im Gegensatz 
zur Hornblende, welche fast ganz frei ist an fremden Interpositionen. 


T15] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 403 


Nieht selten ist auch poikiloblastische Durchwachsung von Plagioklas 
und Diopsid in der Art, daß letztere in wurmförmigen, gleichzeitig 
auslöschenden Körnern den Plagioklas durchdringt. 

Die Farbe der Hornblende ist in verschiedenen Schliffen 
recht verschieden; häufig blaßkaffeebraun, blaßgelblichbraun, fast 
farblos oder auch grün bis grünlichbraun und blaßgelblichgrün (stets 
c>b>a) und sehr wechselnd an Intensität. Auslöschungen wurden 
mit zirka 16° in Schnitten parallel zur Achsenebene gemessen. Die 
Gestalt ist im allgemeinen unregelmäßig, nur die Prismenflächen sind 
da und dort etwas deutlicher entwickelt. Manchmal ist die Hornblende 
parallel verwachsen mit Diopsid oder umhüllt denselben und bildet 
längliche Einschlüsse. 

Granat ist meistens vorhanden, im Schliffe blaßrot gefärbt. 
Er bildet längliche Körner oder ganz unregelmäßige, gerade oder 
verbogene Streifen und wurmförmige Gestalten. In der Regel ist er 
sanz durchlöchert von Einschlüssen, manchmal so, daß sich unter ge- 
kreuzten Nicols ein buntes Mosaik von Diopsid und Titanitkörnern 
vom danklen.Granat abhebt. Nicht selten übertrifft die Masse der 
Einschlüsse diejenige des Wirtes, der sich randlich unbestimmt in 
einzelne Körner auflöst. 

Die Granate sind in vielen Schliffen umgeben von den bekannten 
kelyphitischen Strukturen, mit ringsum ausstrahlenden, stengeligen 
und keulenförmigen und stumpfhackenförmigen Gestalten von Amphi- 
bol oder Diopsid. Die einzelnen Stengel enden spitz in der Richtung 
gegen den Granat, ohne ihn zu berühren. Die zwischenliegenden 
kleinen Plagioklaskörner zeigen die zonare Auslöschung hier in 
besonders hohem Grade; sie macht in den kleinen Körnern fast einen 
ähnlichen Eindruck wie undulöse Auslöschung. Es finden sich jedoch 
zuweilen die gleichen zentrischen Strukturen, ohne den zentralen 
Granatkern; dann stehen die inneren verschmälerten Enden der 
Stengel einander gegenüber, gleich den Zähnen von Kämmen — eine 
Erscheinung, die sich durch eine sekundäre Entstehung dieser zen- 
trischen Strukturen recht gut erklären ließe, indem eben in diesem 
Falle der Granat durch den neugebildeten Amphibol oder Pyroxen 
gänzlich aufgezehrt worden wäre. 

Sehr verbreitet ist der blaßrötlichbraune Titanit, meist in Form 
‚beiderseits zugespitzter Körner, relativ seltener der Apatit und nur 
in recht kleinen Individuen findet sich Zirkon in manchen Schliffen, 
ferner nicht selten bräunliche Nädelchen von Rutil. An Erzen findet 
sich nicht selten Magnetit, am häufigsten aber der oft in Limonit 
zersetzte" Pyrit. 

Ein Schliff des Gesteines, das oberhalb Hafnerbach mit dem 
aplitischen Gneis wechsellagert, enthält nebst Labrador-Bytownit, 
Diopsid, Granat und Titanit noch ziemlich reichlich Skapolith und 
einzelne kleine Oaleitkörnchen; es nähert sich somit den unten er- 
wähnten Para-Augitgneisen.. Es wird hier schwierig, eine Entscheidung 
zu treffen, ob das Gestein zu letzteren oder zu den hier beschrie- 
benen Orthogesteinen zu rechnen ist. Das Fehlen des Quarzes in 
allen hier erwähnten Gesteinen und in dem von Hafnerbach kann 
vielleicht als Unterscheidungsmerkmal gelten. 


404 Dr. Franz E. Suess. [16] 


Die übrigen Amphibolite des Gebietes, soweit sie näher 
untersucht wurden, zum Beispiel die Gesteine, welche als Einlage- 
rungen im Diorit von Melk und an der Donau unterhalb der Pillach- 
mündung auftreten, unterscheiden sich von den eben beschriebenen 
durch das Fehlen von Pyroxen und den nicht wunbedeutenden 
Quarzgehalt; manchmal kommt dazu noch etwas Orthoklas, meist in 
Form sechseckiger Einschlüsse im Plagioklas oder als xenoblastische 
Füllungen in den Zwischenräumen. Diese Gesteine nähern sich somit 
den Dioriten. Der Plagioklas ist weniger basisch (basischer Oligoklas 
oder Oligoklas-Andesin). In einem Schliffe fanden sich dünne, ganz 
geradlinige Fäden einer schwachen, lichtbrechenden Substanz dem 
Plagioklas eingelagert, namentlich äußerst feinfaseriger Anti- 
perthit. Albit ist auf Spalt- und Kluftflächen der ziemlich katakla- 
stischen Gesteine angesiedelt. Die Hornblende, höchstens ein Drittel 
der Gesteinsmasse, wechselt in den Farben: in mehr schmutziggrün- 
lichbraunen bis ganz blaßgelblichbraunen Tönen (b > c > a) oder auch 
lauchgrün, bräunlichgrün bis blaßgrünlichgelb (c>b > a). Ferner: 
Pyrit, Titaneisenerz mit Leukoxen, Eisenglanz, Apatit, Zirkon. 

Ahnlich ist der Ampbibolit von Maria-Steinparz. Mehr als ein 
Drittel des Gesteines ist Labrador- Andesin (L PM 19—25° sym- 
metrische Auslöschung) mit inverser Zonenstruktur; lauchgrüne bis 
grünlichbraune Hornblende (Auslöschung zirka 20°, mehr als Quarz. 
Dazu kommen noch einzelne Biotitschuppen, Pyrit, Apatit und Zirkon. 


VI. Biotitreicher Plagioklasgneis. 


Die typische Ausbildung dieses weitverbreiteten Gesteines, wie 
es zum Beispiel an der Straße von Loosdorf nach Mauer, in der Lochau, 
bei Pielachberg, bei Neubach oder bei Albrechtsberg angetroffen wird, 
besteht aus ebenschiefrigen oder stark gefalteten Lagen von ziemlich 
srobschuppigem, rotbraunem oder sehr dunklem, mehr grauem Biotit 
und verschwommenen dünnen Streifen von Feldspat und Quarz. Der 
Glimmergehalt ist bankweise sehr verschieden; einzelne Zwischenlagen 
können fast als Glimmerschiefer bezeichnet werden (Pielachhäusel) 
und da und dort können die Quarzfeldspatlagen zu größeren Linsen 
und aderartig anschwellen. Rotbrauner Granat ist entweder sehr groß 
(bis erbsengroß) und sehr häufig oder nur mikroskopisch nachweisbar ; 
er fehlt niemals. Dagegen kann Fibrolith nicht in allen Schliffen nach- 
gewiesen werden. Er wird recht oft mit freiem Auge gesehen (besonders 
bei Loosdorf, Osterburg, zwischen Pielach und Neubach, Albrechtsberg, 
Rammersdorf) und ist dann nicht selten in bestimmten Streifen ange- 
reichert, die ausschließlich aus grobschuppigem Biotit, weißen Schmitzen 
von Fibrolith und etwas Quarz bestehen. An manchen Stellen, wie zum 
Beispiel im Steinbruche östlich der Osterburg und oberhalb Neubach, 
wird der Gneis sehr feinkörnig bis dieht, kornubianitartig und ver- 
liert die deutliche Parallelstruktur; unter dem Mikroskop erkennt 
man aber dieselben Bestandteile wie im umgebenden schuppigen Gneis. 

Der Hauptbestandteil ist stets Plagioklas, und zwar, wie aus dem 
Vergleiche mit Quarz € > 2, @=y) und aus der stets sehr kleinen 


[117] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 405 


symmetrischen Äuslöschung hervorgeht, ein Oligklas; nur manch- 
mal trifft man auch basischere Feldspate mit einer Auslöschung von 
+ 5—9° in Schnitten senkrecht zu den Flächen M und P. Er mag 
im Durchschnitte etwa die Hälfte der Gesteinsmasse oder noch mehr 
ausmachen. Weitaus die überwiegende Menge der großen unregel- 
mäßigen Körner sind einfache Individuen, nur da und dort zeigt ein 
vereinzeltes kleines Korn oder eine Partie eines größeren Kornes, 
meistens in der Nähe des Randes, sehr feine Zwillingsstreifung. Zonare 
Auslöschung wird nur selten und in unvollkommener Weise angetroffen, 
doch findet man recht häufig geringe Verbiegungen der Zwillingsstreifen; 
demnach muß wohl auch die teilweise ungleiche Auslöschung in unge- 
streiften Körnern als mechanische Einwirkung gedeutet werden. Ebenso 
zeigt auch der Quarz häufig undulöse Auslöschung, er ist stets durch- 
zogen von Streifen zahlreicher, manchmal recht großer Gasporen und 
Flüssigkeitseinschlüsse mit beweglichen Libellen; beide Arten von 
Einschlüssen treten vermischt in denselben Zügen auf. Die feinkörnigen, 
karnubianitähnlichen Abarten des Gesteines sind besonders reich an 
Quarz; er kann dort die Hälfte der Gesteinsmasse ausmachen. Ortho- 
klas ist nur in sehr geringer Menge vorhanden, er füllt da und dort 
in Form schmaler Bänder und ganz kleiner ausgezackter Flecken die 
Zwischenräume, oder er ist mit rechteckigen oder unregelmäßigen 
Umrissen gruppenweise im Plagioklas eingewachsen, jedoch ohne merk- 
liche Gesetzmäßigkeit, ohne daß ein regelrechter Antiperthit zustande 
kommt. Nur ein sehr fibrolithreicher Schliff vom Pielachhäusel 
enthält etwas mehr Orthoklas; die Schliffe senkrecht zur Mittellinie 
c zeigen dann genau dieselbe feine, mikroperthitische Lamellierung 
wie in den Granuliten. Biotit bildet unregelmäßige ausgefranste 
Schuppen, in frischem Zustande ist er lebhaft rotbraun bis blaßgelb, 
häufig ganz erfüllt mit pleochroitischen Höfchen. Nur manchmal, 
aber durchaus nicht immer und in sehr wechselnder Menge, enthält 
er die äußerst dünnen, aber sehr langen Sagenithaare und -büschel; 
in basalen Schnitten, welche das fast einachsige Achsenbild zeigen, 
durchkreuzen sich die Haare in Winkelu von 60 oder 30°. In mehr 
zersetztem und etwas entfärbtem Biotit treten an die Stelle der 
Sagenithaare dickere Stäbe mit unregelmäßigen knotigen Konturen, 
welche aus aneinandergereihten Körnchen zu bestehen scheinen 
(Titaneisen ? vder Titanit?). Die gewöhnlichen lebhaft polarisierenden 
Epidotkörnchen kommen, wie das allgemein beobachtet wird, erst in 
den ganz gebleichten oder in grünlichen Chlorit verwandelten Schüpp- 
chen zum Vorschein. 

Granaterscheint im Dünnschliffe blaßrötlich, fast farblos, manch- 
mal idioblastisch, weit häufiger aber ganz unregelmäßig gestaltet. Im 
Gegensatz zu den Granaten der Granulite (s. S. 393) lehnt er sich 
häufig unmittelbar an die Biotitschuppen an oder schließt sie vollständig 
ein; die größeren Individuen sind überdies in der Regel ganz erfüllt 
von opaken und von tropfenförmigen oder rhomboedrisch umgrenzten 
farblosen Einschlüssen in ähnlicher Weise, wie dies Becke bei den 
Granatamphiboliten von Dürnstein beschrieb; auch hier ergab die 
wiederholte Prüfung im konvergenten Lichte stets nur Quarz. 

Fibrolith fehlt in den meisten Schliffen vollständig, ist aber 


406 Dr. Franz E. Suess. [18] 


in bestimmten Lagen dafür um so reichlicher angehäuft. Neben den 
verbogenen, langfaserigen Aggregaten finden sich Kriställchen von 
bedeutend größeren Dimensionen mit langrechteckiger Umgrenzung 
und quer gegliedert. Manchmal ist der Fibrolith innig mit dem Biotit. 
verbunden, die Faserbüschel scheinen aus den quer ausgefransten 
Biotitschuppen hervorgewachsen oder die Biotitschuppen werden nach 
allen Richtungen von den Nadeln durchspießt. Dementsprechend kann 
gerade den fibrolithreichen Lagen der Biotit fast gänzlich fehlen. 
Solche Lagen (zum Beispiel bei Kote 322, Weg von Pielach auf den 
Prackersberg) sind dann besonders reich an feinfaserigem Mikro- 
perthit, der eine innige poikilitische Verwachsung mit dem Oligoklas 
eingeht, ohne die Gesetzmäßigkeit der echten Antiperthite. 

Kleine Kriställchen von grüner Hornblende wurden nur ganz 
vereinzelt angetroffen (Loosdorf); Apatit findet sich recht hänfig; Zirkon 
weit seltener; Pyrit wird oft schon mit freiem Auge wahrgenommen. 

Hypersthen- und amphibolführender Plagioklas- 
gneis bildet die Felsen an der Pielach bei Spielberg und am jen- 
seitigen Ufer bis in die Nähe der Herrenmühle. Der sehr stark ge- 
faltete Gneis ist aus sehr wechselvollen Lagen zusammengesetzt, bald 
gerobschuppig, glimmerschieferartig, bald wieder ganz feinkörnig und 
kornubianitartig. In dieses dunkle Gestein sind in großer Zahl unregel- 
mäßige Flecken und schmale oder auch über 1 dm breite Bänder und 
Linsen eingeschaltet, die vorwiegend aus weißem Plagioklas bestehen; 
dadurch wird eine große Ähnlichkeit mit manchen durch feldspätige 
Intrusionen entstandenen Adergneisen hervorgerufen. Die Adern können 
recht grobkörnig werden, so daß in einzelnen Fällen die spiegelnden: 
Spaltflächen 1 cm? Größe erreichen. Biotit. und Quarz, letzterer 
manchmal überwiegend, ist dem Plagioklas beigemengt. Hier kann 
man oft schon mit freiem Auge oder mit der Lupe den mattgrünen 
Pyroxen und die dunkler grüne Hornblende wahrnehmen. Anflüge von 
Pyrit sind sehr häufig. Manchmal tritt der Plagioklas im Gesteine 
selbst augenartig hervor (z. B. gegenüber der Herrenmühle). 

Das Mikroskop lehrt, daß die Mineralien der Adern dieselben 
sind wie die des Hauptgesteines; ein Umstand, der die nachträgliche 
Einpressung sehr unwahrscheinlich macht. Es sind dieselben Oligo- 
klase, die entweder gar keine oder eine äußerst feine Zwillings- 
streifung zeigen. Gesteine mit etwas höherem Hypersthengehalt ent- 
halten basischere, dem Andesin genäherte Plagioklase, dann ist die 
Zwillingsstreifung die Regel, und zwar findet sich neben der gewöhn- 
lichen Albitstreifung häufig auch solche nach dem Periklingesetz. 
Örthoklas ist auch hier auf rechteckige Kinschlüsse im Plagioklas 
beschränkt. 

Wo Hypersthen auftritt, fehlt der Granat, doch wird jener nie 
so häufig, daß man ihn für den- Vertreter des letzteren im Gestein 
halten könnte. Er ist kenntlich durch die fast vechtwinklige Spalt-: 
barkeit, die relativ geringe Doppelbrechung und den optisch nega- 
tiven Charakter. Die Prismenflächen sind nur manchmal entwickelt, 
meist ist der Umriß der Körner unregelmäßig. Die Färbung ist sehr 
blaß, der Pleochroismus aber ziemlich deutlich, a = fast farblos, 
b= blaßrötlich, c = blaßgrünlich. Wo Hornblende neben dem 


[19] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 407 


Hypersthen auftritt, ist sie mit diesem und mit dem Biotit innig ver- 
sesellschaftet; sie ist ebenfalls nur in der Prismenzone und hier oft 
unvollkommen idioblastisch entwickelt. a = blaßgelb, b = grünlich- 
braun c = tiefgrün oder schmutziggrün; in anderen Schliffen (Spiel- 
berg) ungemein blaß, fast farblos. b > c > a. Hypersthen und 
Hornblende sind an den Rändern und auf Spalten häufig in Chlorit 
verwandelt; an die Stelle des letzteren kann auch ein serpentin- 
ähnliches, sehr blaßgrünes, schwach doppelbrechendes Maschenwerk 
treten. 

Apatit und Zirkon kommen hier etwas häufiger und in größeren 
Individuen vor als in den pyroxenfreien Plagioklasgneisen. 

Diese Gesteine, sowie überhaupt der Pielach abwärts anschließende 
Gebirgsstreifen, sind von jüngeren Gebirgsbewegungen beeinflußt worden. 
Die grobkörnigen, feldspatigen Lagen bei Spielberg und bei der 
Herrenmühle geben unter dem Mikroskop nicht selten typische Bei- 
spiele kataklastischer Zertrümmerung; die Quarzkörner löschen in 
höherem Grade undulös aus, als das sonst in den kristallinischen 
Schiefern dieses Gebietes der Fall ist. Die großen Oligoklaskörner 
sind umgeben von randlichen, feinkörnigen Zertrümmerungszonen und 
in hohem Grade verdrückt; die Zwillingsstreifung gekrümmt, steil ab- 
sestuft oder zusammengequetscht, so daß die Streifen nicht parallel 
verlaufen, sondern förmlich radial auseinanderzustreben scheinen. Ein 
verworrenes Bild entsteht, wenn gekreuzte Zwillingsstreifung von einer 
solchen Verbiegung betroffen wurde. Uberdies ist jedes solche Korn 
überzogen von einem engmaschigen Netz feiner Sprünge; diese ver- 
laufen teils unregelmäßig wellig, teils folgen sie den Spaltrissen; sie 
sind ausgefüllt mit schwächer lichtbrechender und schwach doppel- 
brechender Substanz. Das Geäder löscht einheitlich aus, aber nicht 
gleichzeitig mit dem Wirte. Das eilt auch für größere Sprünge, 
welche das dünne Geäder durchqueren. Dabei kann man sehen, daß 
da und dort so ein Sprung ohne Unterbrechung durch mehrere Oligo- 
klaskörner hindurchsetzt, daß aber die Ausfüllungsmasse an den Korn- 
grenzen ihre Orientierung und ihre Auslöschung wechselt. Nach der 
Analogie mit einem unten zu erwähnenden ähnlichen Vorkommnisse 
kann man die Ausfüllungsmasse für neugebildeten Albit halten, der 
hier im Oligoklas oder Andesin auftritt. 

Am rechten Pielachufer gegenüber von Spielberg ist der Gneis 
besonders reichlich von Adern durchzogen; er enthält ungeschichtete, 
aplitische, linsenförmige Einlagerungen in der Breite von 2 m und mehr 
und von mehreren Metern Länge. Rotbraune oder karminrote Granaten 
sind in der Gesteinsmasse sehr unregelmäßig verteilt, stellenweise 
geradezu massenhaft und sehr wechselnd in der Größe, sie können mehr 
als haselnußgroß werden. Durch den Granatgehalt und durch Glimmer- 
armut gewinnt das Gestein ein granulitähnliches Aussehen. Unter 
dem Mikroskop erkennt man jedoch auch hier wieder die Bestandteile 
des Plagioklasgneises, wenn auch in anderem Mengenverhältnis. Haupt- 
bestandteil ist auch hier wieder der Oligoklas mit seinen rechteckigen 
und rhombisch umgrenzten Einlagerungen von Örthoklas. Quarz ist 
ziemlich reichlich. Rotbrauner Biotit mit vielen pleochroitischen Höf- 
chen ist selten. Myrmekite wurden hier ebensowenig angetroffen wie 

Jahrbuch d. k. K. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 53 


408 Dr Franz E. Suess. [20] 


im Plagioklasgneis überhaupt, ein Umstand, der gewiß ebenfalls gegen 
die nachträgliche Intrusion dieser Adern spricht. 

Dagegen ist eine etwa 10m mächtige Bank von weißem Aplit, 
welche dem granatführenden glimmerreichen Plagioklasgneis am rechten 
Abhange nahe der Pielachmündung oberhalb und gegenüber von „Am 
Ufer“ mit flachem NW-Fallen konkordant eingeschaltet ist, gewiß als 
nachträgliche Intrusion aufzufassen. Das Gestein besteht aus stark 
getrübtem und mit doppelbrechenden Schüppchen erfülltem basischen 
Oligoklas mit zweierlei Zwillingsstreifung und einer symmetrischen 
Auslöschung von 11—14° in Schliffen senkrecht M und P im spitzen 
Winkel. Er ist unbestimmt granophyrisch verwachsen mit dem Quarz. 
Dazu kommt noch etwas unsicher bestimmter, ebenfalls stark zersetzter 
ÖOrthoklas und wenige grünliche Schüppchen von zersetztem Biotit. 
Das Gestein ist ziemlich kataklastisch und hat auf Adern ein Mineral 
der Epidotgruppe angesiedelt. 


VII. Kristallinischer Kalk und Kalksilikatfels. 


Die Marmore des Zuges zwischen Kornig und Häusling (nördlich 
von Gerolding) sind grobkristallinisch, weiß bis hellgrau und zwischen 
den mehrere Millimeter großen Spaltflächen des Caleit ist hellblonder 
oder glänzend bronzebrauner Phlogopit eingestreut; dieser ist im 
Schliffe sehr blaß und rötlich gefärbt oder vollkommen farblos, nahezu 
optisch einachsig. Da und dort werden kleine Nester von Pyrit mit 
freiem Auge wahrgenommen. 

Quarz ist im Gestein sehr ungleich verteilt und stellenweise 
stark angereichert. Ebenso die Kalksilikatmineralien; vor allem 
Diopsid, dann auch Hornblende, Plagioklas und Skapolith. 
Die beiden erstgenannten Mineralien verleihen dem Gesteine in un- 
bestimmten wolkigen Zonen eine dunklere graugrüne Farbe oder 
sind in scharf begrenzten, sehr dunkeln Schmitzen und Lagen ange- 
reichert. In sehr grobkörnigen Lagen (Häusling) können die Spalt- 
flächen des Diopsid 2—5 mm groß werden. 

Spargelgrüne und dunkellauchgrüne ophicaleitische Partien be- 
finden sich in der Nachbarschaft der Augit-Amphibol-Nester. Im Schliffe 
sieht man die bekannten, körnigen Pseudomorphosen nach Olivin mit 
der bekannten Maschenstruktur rings von Caleit umgeben. Diese Lagen 
enthalten überdies unregelmäßige Gestalten von im Schliffe farblosem 
Granat. 

Der Diopsid ist im Dünnschliffe kaum merklich meergrün ge- 
färbt oder auch farblos; optisch positiv mit Axenaustritt in der Nähe 
der Querfläche. Er bildet ein Pflaster von rundlich oder unregelmäßig 
umgrenzten Kristalloiden. Die Hornblende aus einer Skapolith 
und augitführenden Lage des Kalkes von Häusling ist sehr blaßbraun 
(c und b) bis gelblich, fast farblos (a), optisch positiv mit großem Achsen- 
winkel und einer Auslöschung von zirka 20° demnach hellbrauner 
Pargasit. Plagioklas mit Zwillingsstreifung nach beiden Gesetzen 
ist nicht selten von den benachbarten Bestandteilen poikiloblastisch 


[21] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 409 


durchwachsen. Er gehört nieht immer sehr basischen Gliedern an 
und wurde in einem augitreichen Schliffe von Kornig nach der sym- 
metrischer Auslöschung in Schnitten senkrecht zur a-Achse als Oligo- 
klasandesin (optisch negativ) erkannt. Auch etwas Orthoklas 
ist häufig vorhanden und an schwacher Lichtbrechung kenntlich; er 
bildet schmale, xenoblastische Streifen und Flecken an den Rändern 
der Plagioklase. Blaßrotbrauner oder farbloser Titanit durch- 
schwärmt stellenweise sehr reichlich das Gestein. 

Große Blöcke von Kalksilikatfels, vorwiegend Skapo- 
lithaugitfels liegen verstreut am steilen Abhange unter der 
Ruine Hohenegg und an der Straße, welche von Hafnerbach zur Ruine 
hinaufführt nahe dem Waldrande. Der Felsen selbst, welcher die Ruine 
trägt, besteht aus einem bankweisen Wechsel von Para-Augit- 
und Para-Amphibolgneisen mit quarzreichen und caleitführen- 
den Zwischenlagen. Die Mächtigkeit der einzelnen Bänke schwankt 
von wenigen Zentimetern bis zu 1 und 2 Meter. Grünlichbraune 
oder braune, lebhaft diehroitische Hornblende c>b>>a; zum 
Beispiel: c schmutziggrünlichbraun, b braun, c blaßgrünlichgelb) kann 
in einzelnen Lagen zum herrschenden Bestandteil werden; sie ist hier 
optisch negativ, Auslöschung zirka 20°. Sie fehlt in manchen quarz- 
reichen. Lagen und ist sonst nicht selten mit bronzebraunem, zersetztem 
Glimmer vergesellschaftet. Der farblose oder blaßgrünliche Diopsid 
kann ebenfalls in manchen Lagen vollkommen fehlen, während er 
anderseits, besonders wenn er mit Skapolith vergesellschaftet ist, mit 
der für Hornfelse sehr bezeichnenden Pflasterstruktur, die Hauptmasse 
des Gesteines ausmacht. Ebensosehr wechselt der Gehalt an Plagioklas 
in den Gesteinen; die weitgehende Saussuritisierung macht in der 
Regel die Bestimmung schwierig. Doch konnte in einer an undulös 
auslöschendem Quarz sehr reichen Lage noch basischer Plagioklas, 
und zwar sehr basischer Labrador oder Bytownit (Aus- 
löschung L PM 39°) nachgewiesen werden. Farbloser Granatim Para- 
Amphibolgestein, in kleinen, ganz unregelmäßigen Gestalten, ist in 
eine farblose und lebhaft polarisierende, saussuritähnliche, schuppige 
Masse eingebettet, welche viel Glimmer zu enthalten scheint. Caleit 
und Quarz fehlen auch nicht dem Augit-Skapholithfels und 
können für sich auch ganze Streifen im Gesteine bilden. Titanit 
wird stellenweise zum reichlichen UÜbergemengteil; auch Apatit 
kann in Körnern bis !/; mm Größe angereichert sein. Zirkon ist weit 
seltener; als häufiges sekundäres Zersetzungsprodukt ist noch Chlorit 
zu erwähnen. 


VIII. Quarzdiorit vom Stifte Melk. 


Der Felsen, welcher bereits außerhalb des Kartenblattes, unter 
dem Prachtbau der Melker Abtei zum Donauufer abfällt, besteht aus 
ziemlich stark zersetzten und durch Gebirgsdruck stark zertrümmerten 
Gesteinen, sehr wechselnd sowohl in bezug auf Korngröße als auch 
auf Struktur und durchsetzt von verschiedenartigen Neubildungen und 
Gängen. Im typisehen Gestein gewahrt man vor allem den reinweißen 

53* 


410 Dr. Franz E. Suess. [22] 


Feldspat, reichlicher als Quarz, oft streifig angeordnet oder augen- 
ratig hervortretend mit Korngrößen bis !/, oder 1 cm. Wo chloritische 
Substanz in den Plagioklas eingewandert ist, kann er auch matt hell- 
grüne Farbe annehmen. 

Der dunkelgrüne Bestandteil wird mit freiem Auge nur als ehemalige 
Hornblende erraten und ist zum größten Teile in Chlorit verwandelt; 
er zieht sich flaserig zwischen den Feldspataugen hindurch oder ist 
streifig angeordnet. Die Menge der einzelnen Bestandteile wechselt 
außerordentlich und neben fast aplitischen, grobkörnigen finden sich 
feinkörnige, bandstreifige, amphibolitähnliche Lagen. In anderen 
Lagen, besonders weiter gegen Westen, in der Nähe des Kartenblatt- 
randes überwiegt der Biotit, ebenfalls stark zersetzt, über die Horn- 
blende; diese Lagen gewinnen dann gneisartigen Habitus. Wenn man 
am Fuße des Felsens ostwärts wandert, so hat man Gelegenheit, den 
raschen Wechsel der im allgemeinen steil südfallenden Gesteine zu 
beobachten, doch sind die Grenzen der einzelnen Abarten meistens 
durch den Waldwuchs verhüllt; dazu kommen noch die Blöcke apliti- 
scher Zwischenlagen, grobkörniger Pegmatite oder lamprophyrischer 
Ganggesteine; an einzelnen Stellen triftt man örtliche, vollkommen 
chloritisch-schiefrige Quetschzonen. Im Gehänge innerhalb des Karten- 
blattes erscheinen bald die mehr kleinkörnigen quarz- und plagioklas- 
führenden Amphibolite, welche an der Donau bis über die Pielach- 
mündung hinaus anhalten und wiederholt wechsellagern mit den granat- 
reichen Plagioklasgneisen; sie wurden bereits oben erwähnt. 

Aus einer Anzahl von Proben aus dem Gehänge zwischen Stift 
Melk und der Pielachmündung gibt jeder Schliff ein Musterbeispiel 
von Kataklasstruktur. Sprünge und Zertrümmerungszonen durchziehen 
nach allen Richtungen die Gesteinsmasse und Trümmerzonen umgeben 
die großen Plagioklasaugen; Quarz löscht stets hochgradig undulös 
aus und beginnt in Körnergruppen zu zerfallen. Die zarte Zwillings- 
streifung des Plagioklases ist in mannigfacher Weise verbogen oder 
flexurartig geknickt ; überdies sind die Plagioklase, wo sie nicht allzu 
stark getrübt und mit Glimmerschuppen erfüllt sind, stets durchzogen 
von einem unregelmäßigen Netz wechselnd zarter Adern von neuab- 
geschiedenem Albit wie im Plagioklasgneis des Pielachtales (siehe oben 
S. 403). Wenn man beobachtet, daß viele Oligoklaskörner ganz un- 
gestreift sind, andere dagegen enggedrängte Streifungen zeigen, ohne 
daß ein Zwischenstadium vorhanden wäre, wie recht häufig die äußerst 
zarte Streifung an den kataklastisch korrodierten Kornrändern auftritt, 
gegen die Mitte zu aber auskeilt, oder wie sie Sprünge und Ver- 
biegungszonen begleitet, muß man vermuten, daß in diesem Falle der 
Gebirgsdruck wenigstens stellenweise die Zwillingsstreifung hervor- 
gerufen hat. Das gilt natürlich keineswegs für andere Vorkommnisse 
und zum Beispiel gewiß nicht für die breiter und weit regelmäßiger 
entwickelte Streifung in den basischen Plagioklasen der oben be- 
schriebenen Amphibol- und Pyroxengesteine. 

Wo die Zersetzung noch nicht weit vorgeschritten ist, läßt die 
symmetrische Auslöschung in Schnitten L PM auf einen Oligoklas 
mittlerer Zusammensetzung (12—13°), in anderen Fällen (14— 16°) auf 
einen bereits dem Andesin recht nahestehenden Feldspat schließen. 


[23] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 411 


Zonarstruktur läßt sich wegen der zu häufigen Trübungen und Ver- 
biegungen der Körner nicht mit Sicherheit beobachten. Orthoklas 
ist fast nur auf die recht seltenen kleinen, rechteckigen Einschlüsse 
im Plagioklas beschränkt, ähnlich wie in den Plagioklasgneisen. Quarz 
kann selbst die Hälfte der Gesteinsmasse ausmachen, in der Regel 
bleibt er aber hinter dem Plagioklas zurück. Hornblende istin den 
srobkörnigen Abarten recht spärlich und auf einzelne größere Körner 
beschränkt, in feinkörnigen, etwas geschieferten Varietäten nimmt 
sie aber sehr zu und zwar, wie es scheint, hauptsächlich auf Kosten 
des Quarzes, so daß sie in nahezu gleicher Menge mit dem Plagio- 
klas fast das ganze Gestein zusammensetzt. Farbe und Pleochroismus 
sind von ganz verschiedener Intensität; wenig gefärbte Varietäten 
sind anscheinend auch etwas schwächer doppelbrechend: a grün 
oder bräunlichgrün, selten braun mit grünlichem Ton; b bräunlich- 
grün oder braun; c sehr blaßgelblichgrün oder gelblichbraun, fast farb- 
los (= oder >b>a). In vielen Schliffen ist die Hornblende be- 
reits ganz durch Chlorit ersetzt; immer kann man die beginnende 
Chloritisierung beobachten. An die Stelle der Spaltrisse sind dann 
breite Chloritbänder getreten und, im Querschnitte sieht man in 
solchen Fällen kleine, rhombisch umgrenzte Hornblendereste regel- 
mäßig verteilt in der schwach doppelbrechenden Chloritmasse. Ebensa 
ist der Biotit kaum noch an irgendeiner Stelle frisch erhalten. Bis 
auf wenige, etwas lebhafter polarisierende und bräunlich pleochroi- 
tische Teile einzelner Schüppchen ist er gebleicht und grünlich ent- 
färbt und mit kleinen Körnchen (Epidot?) erfüllt; die Interferenz- 
farbe ist allersings in der Regel noch merklich höher, als das gewöhn- 
lich beim Chlorit der Fall ist. Biotit war ursprünglich bedeutend 
weniger verbreitet als Hornblende. Nur in einem Schliffe vom Rande des 
Kartenblattes unterhalb Melk, der neben Hornblende auch farblosen, 
monoklinen (optisch positiven) Pyroxen mit Zwillingslamellierung 
enthält, wird der Biotit etwas häufiger, bleibt aber immer noch ein 
spärlicher Gemengteil. Die eiförmigen oder stabförmigen Zirkone 
erreichen in diesem Gestein Längen bis zu O1 und 02 mm; die 
häufigen Körner von Apatit werden gelegentlich noch bedeutend 
größer. Erze sind im allgemeinen relativ spärlich vorhanden. Pyrit 
wird häufig schon mit freiem Auge gesehen, er ist meist in Limonit 
verwandelt. Daneben findet sich noch stellenweise Magnetit und 
Titaneisenerz. 

Neben den aus Biotit hervorgegangenen gebleichten Schüppchen, 
in denen Chlorit- und Glimmermoleküle noch vermengt sein mögen, 
finden sich noch recht häufig selbständige, zum Teil wohl umgrenzte, 
aber meistens ebenfalls verbogene Chloritschuppen; sie sind deutlich 
pleochroitisch, blaßseladongrün bis fast farblos, etwas gelblich und 
zeigen die charakteristischen Interferenzfarben des Pennin. Zu 
den Neubildungen gehören auch die sehr verbreiteten, im Schliffe 
farblosen Körner eines Minerals der Epidotgruppe, sie können recht 
grobkörniges (bis 1 mm) Haufwerk bilden und sind vor allem als Aus- 
füllung eines Netzwerkes von Sprüngen fast in allen Schliffen zu 
sehen. Daß die Feldspate außer der Trübung noch häufig mit farb- 
losen Glimmerschüppchen erfüllt sind, wurde bereits erwähnt. 


412 Dr. Franz E. Suess. [24] 


Die weitgehende Zertrümmerung dieser Gesteine in der Nähe 
der Donau dürfte eine Begleiterscheinung der erwähnten Dislokation 
sein, welcher der Strom in dieser Strecke folgt. 


IX. Ganggesteine. 


Die verschiedenartigen Ganggesteine, welche man da und dort 
in dem besprochenen Gebiete antrifft, dürften zur Gefolgschaft des in 
einiger Enfernung, im Kartenblatte Ybbs, bei Zelking gelegenen Stockes 
von Granitit und Amphibolgranit gehören, denn ganz ähnliche Gang- 
gesteine begleiten in vielen Gegenden des böhmischen und mährischen 
Urgebirges ‘die weitverbreiteten Amphibolgranitite. 

Die größte Verbreitung besitzen allenthalben aplitische Adern. 
Schmale pegmatische Gänge durchziehen zum Beispiel in besonders 
großer Zahl den grobkörnigen, glimmerreichen Gneis bei Egertsberg 
oder den glimmerreichen Gneis im Fuchsenwald bei Wernersdorf 
NW von St. Pölten. Turmalinführende Pegmatitgänge durchsetzen an 
mehreren Stellen den Granulitgneis von Emmersdorf. Im Felsen des 
Stiftes Melk, unweit unterhalb des Landungsplatzes der Lokaldampfer, 
„befindet sich ein wenig mächtiger Gang von weißem feinkörnigen 
Aplit. Unter dem Mikroskop erweist sich das Gestein, ebenso wie 
die benachbarten Diorite, als hochgradig kataklastisch. Quarz und 
Orthoklas (Mikroperthit und Kryptoperthit), welche die Hauptmasse 
des Gesteines ausmachen, sind in randliche Trümmerzonen aufgelöst 
und unregelmäßig begrenzt. Der Orthoklas löscht wolkig aus und 
hat auf Spaltrissen nach ?P und M neugebildeten Albit angesiedelt. 
Ein basischer Oligoklas mit Zwillingsstreifung, der in ziemlich großen 
Körnern nicht spärlich auftritt, ist, gemäß seinem zonaren Aufbau im 
Kerne in höherem Grade mit stark doppelbrechenden Schüppchen 
erfüllt, als in der Randzone. Entfärbter Biotit tritt nur vereinzelt 
auf. Dazu gesellen sich noch gruppenweise angereichert 0:5 mm große 
und kleinere Pseudomorphosen von Chlorit, Glimmer und 
Quarz nach Turmalin. Der stärker doppelbrechende Glimmer 
und der schwach doppelbrechende Chlorit sind wirr faserig. durch- 
scheinender gewachsen und das eine oder das andere Mineral an ein- 
zelnen Stellen angereichert. Quarzkörner sind dazwischen eingestreut. 
Der, namentlich im Querschnitte, sehr charakteristische Umriß ist in 
der Regel gut erhalten und da und dort sind noch unzerstörte Reste 
des gelbbraunen, pleochroitischen Minerals nachzuweisen, 

Am rechten Pielachufer, etwas unterhalb Spielberg, durchsetzt 
ein 2 m breiter, steiler Gang von grobkörnigem Granitit den Plagio- 
klasgneis. j 

Nicht weit unterhalb dieser Stelle, wo sich der Fluß in einer 
Biegung knapp an den steilen Abhang anlehnt, durchbricht den 
Gneisfelsen ein Doppelgang von graubraunem, feinkörnigem Ker- 
santit. Er erhebt sich fast senkrecht mit sehr steilem Nord- 
fallen und besteht aus zwei gleichartigen, geradlinig begrenzten 
Gängen von je zirka 1/, m Breite, welche durch eine Gneisbank von 
etwa !/); m Breite voneinander getrennt sind. Das Gestein gleicht 


[25] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 413 


sanz den von F. Becke aus dem niederösterreichischen Waldviertel 
beschriebenen Pilitkersantiten‘!, Stellenweise kann man die 
Pseudomorphosen nach Olivin auch mit freiem Auge als etwa 1 mm 
sroße, schmale, bräunlichgelbe Fleckehen auf der Gesteinsoberfläche 
wahrnehmen. In der sehr feinkörnigen Grundmasse ist die Leisten- 
form der Feldspate unbestimmt angedeutet und die unruhige Aus- 
löschung deutet auf zonaren Bau der einzelnen Leisten. Aus der 
Lichtbrechung kann man schließen, daß neben Plagioklas auch Ortho- 
klas in ganz kleinen Partien im Gestein verteilt ist. Die Ränder der 
Plagioklase, weniger zersetzt als der Kern, sind schwächer lichtbrechend 
als Quarz, der vereinzelt auftritt. Man kann annehmen, daß der 
Oligoklasrand einen basischen Kern umhüllt. Der braune Glimmer, 
dessen schmale, leistenförmige Durchschnitte die Feldspatgrundmasse 
nach allen Richtungen durchschneiden, erweist sich als optisch zwei- 
achsig mit kleinem Achsenwinkel; die Achsenebene liegt parallel einer 
Seite, wie das bei den Glimmern der Kersantite die Regel ist. Die 
Blättehen sind sechsseitig idiomorph oder unregelmäßig korrodiert 
und eingebuchtet, oft auch bandartig in die Länge gezogen. Meistens 
sieht man auf der Endfläche ein ausgezeichnetes Netz von Sagenit, 
die Nädelchen liegen parallel den Sechseckseiten. Im Querschnitt 
bemerkt man bei starker Vergrößerung, daß diese Nädelchen haupt- 
sächlich an der Oberfläche der Blättchen und am seitlichen Rande 
angereichert sind, während sie in der Mitte meistens fehlen. Das 
läßt vielleicht auf eine sekundäre Entstehung durch beginnende Ein- 
mischung des Glimmer-Moleküles schließen. 

Farbloser Augit (Diopsid) findet sich _in geringerer Menge vor 
als Biotit, ist aber doch im ganzen Gestein reichlich enthalten. Er 
bildet schmale Säulen von etwa 1/, oder !/,, seltener über 1 mm Länge. 
Die Auslöschungsschiefe ist sehr bedeutend, nahe an 44°. Sehr häufig 
ist die gewöhnliche Zwillingsbildung nach (100). Außerdem und in Ver- 
bindung mit diesem Gesetze finden sich recht häufig Durchkreuzungs- 
zwillinge, bei denen die Zwillingsebene senkrecht steht auf der Sym- 
metrieebene, vermutlich nach (101). Die Säulen sind entweder noch 
unzersetzt oder an den Rändern uralitisch zerfasert oder auch be- 
reits gänzlich in ein Aggregat blaßgrüner Uralitstengel verwandelt. 
In anderen Fällen ist Uralit unzweifelhaft aus Biotit hervorgegangen 
und umschließt unveränderte Biotitreste; die Faserung der Horn- 
blendestengel liegt dann parallel der ehemaligen Biotitspaltbarkeit. 

Weitaus die größten Bestandteile sind die unter dem Namen 
Pilit bekannten Pseudomorphosen nach Olivin. Die Aggregate von 
schmäleren und breiteren Leisten und Stengeln farbloser Hornblende 
zeigen die spitzrhombische oder länglich rechteckige oder auch poly- 
gsonale Umgrenzung der Olivinkristalle und nicht selten auch die ein- 
springenden Winkel der Zwillinge. Sie sind außerhalb der ehemaligen 
Kristallgrenze von einem Mantel sehr feinschuppigem, hellschmutzig- 
gelblichsrünem, stark doppelbrechendem Körnerhaufwerk umgeben, 
das entweder ziemlich scharf gegen den farblosen Kern absetzt oder 
seltener auch in das Innere der Pseudomorphose eingreift. In diesem 


!) Becke, Tschermaks Mineralog. Mitt. Bd. V, 1883, S. 163. 


414 Dr. Franz E. Suess. [26] 


vermutlich aus Uralit bestehenden Mantel sind deutlich größere, leb- 
haft pleochroitische (hellbraun bis farblos) Biotitschüppchen eingebettet, 
sie legen sich oft in paralleler Stellung an die Fläche des ehemaligen 
Olivinkristalls. Kleinere Pseudomorphosen sind manchmal auf diese 
Weise förmlich in Biotit eingeschachtelt. In anderen Fällen können 
aber auch die Biotitschuppen senkrecht zur ehemaligen Kristallgrenze 
oder unregelmäßig angeordnet sein. 

Sehr reichliche zarte, schwach doppelbrechende Nädelchen in 
der Grundmasse dürften zum Apatit gehören. 

Ein ganz ähnliches Gestein wird am Feldwege nordwärts von 
Albrechtsberg gegen Mauer, unweit der Kote 322, angetroffen. 
Die relativ grobkörnige Grundmasse besteht aus leistenförmigen Plagio- 
klasen. Biotittafeln finden sich sowohl in der Grundmasse als auch in 
einer zweiten Generation in Dimensionen von O'5—1 mm und darüber; 
die Querschnitte erreichen eine Dicke bis zu 05 mm. Der Biotit ist 
zumeist grünlich entfärbt und zum großen Teile in schwach doppel- 
brechenden Chlorit umgewandelt. 

Der Feldspat, hochgradig zonar auslöschend, ist an den Be- 
rührungsflächen mit den wenigen in der Grundmasse verstreuten 
(Quarzkörnern schwächer lichtbrechend als dieser. Augit, viel spär- 
licher als Biotit, ist bis auf geringe Reste in Uralit verwandelt. Un- 
regelmäßige, pilitähnliche Gruppen farbloser Hornblende sind eben- 
falls ziemlich spärlich und in kleinen Dimensionen entwickelt. 

Einen weiteren Kersantit, jedoch mit gröberer, panidiomorph- 
körniger Struktur, fand ich anstehend im östlichen Gehänge des Hies- 
berges, etwa 200 m nordöstlich vom Bauernhofe „beim Schrollen“ 
am Feldwege zur Schallaburg; die Plagioklase sind tafelförmig nach 
M. Einzelne langgestreckte, von Biotit und Augit durchwachsene 
leistenförmige Durchschnitte können über 1 mm lang werden. Ganz 
allgemein wird hochgradig zonarer Bau wahrgenommen, und zwar 
so, daß sich ein ziemlich plötzlicher Wechsel der Auslöschung in 
einem schmalen Randsaume der idiomorphen Körner vollzieht. Zwillings- 
streifung ist nicht häufig, doch konnte der Plagioklas in günstigen 
Schnitten senkrecht nach M und P im Kern mit Sicherheit als La- 
brador (Ab, An,) bestimmt werden; die Randzone reicht mindestens 
bis zum Oligoklas. Schwächer lichtbrechende Schüppchen von Orth.o- 
klas sind recht häufig in den Plagioklas eingewachsen und parallel 
der Hauptachse orientiert. Da und dort findet sich ein unregelmäßiges 
Quarzkorn in der Feldspatmasse. Augit war in geringerer Menge 
als Biotit vorhanden, jedoch in größeren und mehr gedrungenen Indi- 
viduen, er ist bereits vollständig uralitisiert. Pilitnester, von Biotit- 
schüppehen umstellt, sind seltener und kleiner als in dem Gesteine an 
der Pielach. Sehr zarte Apatitnädelchen finden sich allenthalben im 
Plagioklas. 

An der Straße vom Stift Melk zur Pielachmündung und etwa 
1), km vor dieser trifft man im Amphibolit einen etwa 4 m breiten 
Gang eines sehr feinkörnigen, dunkelgrünen Gesteines, das man wohl 
am besten als Dioritporphyrit bezeichnen wird, trotzdem die 
grobporphyrische Struktur bereits stark der panidiomorphkörnigen 
genähert ist. Die Hauptbestandteile sind ein basischer Plagioklas und 


[27] Das Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten. 415 


Hornbiende, letztere bildet weniger als ein Drittel der Gesteinsmasse. 
Die Plagioklasleisten sind von sehr wechselnder Größe; größere heben 
sich manchmal unbestimmt einsprenglingsartig heraus, während die 
kleineren stellenweise den Ubergang vermitteln in eine körnige 
Grundmasse. Das Innere der Leisten ist stets stark saussuritisiert 
und mit stark doppelbrechenden Schuppen erfüllt, während ein 
äußerer schmaler und ziemlich scharf begrenzter Saum vollkommen 
klar geblieben ist. Zwillingsstreifung ist vorhanden, doch ist eine 
nähere Bestimmung durch die weitgehende Zersetzung erschwert. 
Weniger zersetzter Kern wurde in einem Falle als optisch positiv 
erkannt (Andesin oder Labrador?). Die Außenzone zeigt in Schnitten 
beiläufig senkrecht zur negativen Bisektrix eine äußerst zarte, nur 
bei starker Vergrößerung wahrnehmbare Zwillingsstreifung mit kleinen 
syminetrischen Auslöschungen (Oligoklas). Die schlanken Horn- 
blendesäulen werden mehr als 1 mm lang, aber sie übertreffen kaum 
die größten Plagioklasleisten. Außer den Prismen und dem Klino- 
pinakoid ist auch die Endfläche gut entwickelt. Die Farbe ist ein 
heller und lebhaft rötlichbrauner Sepiaton (a und b), der Pleochrois- 
mus sehr deutlich bis sehr blaßgelblichbraun (c). Zwillinge nach der 
Querfläche sind häufig. Auslöschung zirka 16%. Außer der braunen 
findet sich noch blaßgrünliche und vollkommen farblose Hornblende; 
sie ist parallel mit der ‘ersteren verwachsen und offenbar aus der- 
selben hervorgegangen. Auch der nicht selten blaßgrünliche, pleo- 
chroitische Chlorit (Pennin) ist ohne Zweifel ein sekundäres Pro- 
dukt und vermutlich aus Biotit entstanden, der nun nicht mehr vor- 
handen ist; der Chlorit bildet wohlbegrenzte Schüppchen, in denen 
kleine, stark lichtbrechende Körnchen (Epidot?) gehäuft sind. 

Kleine Quarzkörnchen wurden nur an drei Stellen im Schliff 
angetroffen. Apatitnadeln liegen im Feldspat. Erze, darunter Titan- 
eisenerz mit Leukoxen, sind nicht sehr häufig. 


X. Schluss. 


Das wenig ausgedehnte Grundgebirge im Kartenblatte St. Pölten 
ist somit ziemlich mannigfaltig zusammengesetzt. Wie nicht anders 
zu erwarten, trifft man hier im wesentlichen dieselben Gesteinstypen 
wieder, die schon von Becke aus dem niederösterreichischen Wald- 
viertel beschrieben worden sind, wie überhaupt das Grundgebirge süd- 
lich der Donau nur eine Fortsetzung des genannten Gebietes darstellt. 
Die Granulite und die Diopsidamphibolite sind solche Wiederholungen, 
die glimmerreichen Plagioklasgneise entsprechen dem von Becke 
beschriebenen Plagioklasgneis am linken Donauufer ’); auch die Gang- 
gesteine sind dieselben. Neu sind dagegen die hypersthenführenden 
und plagioklasreichen Granulite von Windschnur und Schloß Goldeck 
als basische Schlieren im Orthoklas-Granulit. 

Die Granulite, die Aplitgneise sowie die orthoklasreichen weißen 


') ]. ec. 8. 217. Doch fehlt hier der Turmalin, den Becke aus dem Gesteine 
von Marbach anführt. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 54 


416 Dr. Franz E. Suess. [28] 


(zneise im Süden, alle mit häufigem Myrmekit, sind unzweifelhafte 
Orthogneise. Hierber werden auch die quarzfreien, plagioklasreichen 
Diopsidamphibolite zu rechnen sein, welche mit den aplitischen Gneisen 
wechsellagern. Es liegt nahe, diesen Wechsel von basischen und 
sauren Gesteinen, die den Granulitstock umgeben, als eine Randfazies 
des ehemaligen Batholithen anzusehen, der nun durch kristalloblastische 
Umwandlung die konzentrische Parallelstruktur und den Mineralbestand 
eines kristallinischen Schiefers erworben hat. 

Ebenso sicher sind die Plagioklasgneise mit ihrer Einlagerung 
von Graphit und kristallinischem Kalkstein als Paragneise zu deuten. 
In diesen wurde niemals Myrmekit beobachtet. Die glimmerarmen 
Adern und Linsen (s. S. 407) in den Gneisen an der Pielach bei 
Albrechtsberg und an anderen Orten, welche äußerlich den Eindruck 
nachträglicher Intrusionen machen, bestehen vorwiegend aus denselben 
Plagioklasen, welche das Hauptgestein zusammensetzen. Sie erinnern 
lebhaft an die granitoiden, glimmerarmen Lagen in manchen Sediment- 
gneisen des Schwarzwaldes, auf welche Sauer neuerdings aufmerksam 
gemacht hat und die ebenfalls nicht als Gangbildungen gedeutet werden 
können. Sauer versucht sie durch den Wechsel verschiedenartiger, 
mehr sandiger, kieselsäurereicher und mehr toniger Lagen im ur- 
sprünglichen Sediment zu erklären; bei der Umkristallisation erfolgte 
ein Aufsaugen von Alkalien aus dem tonigen Sediment, daher rührt 
der größere Glimmerreichtum in der unmittelbaren Nachbarschaft der 
Adern !). 

Wie die Gmeise des: Schwarzwaldes gehört auch das hier be- 
sprochene Gebiet den tieferen Umwandlungsstufen an ?). Sehr bezeich- 
nend ist in dieser Hinsicht das gänzliche Fehlen des Muskovit 
als typomorphen Bestandteil in allen erwähnten Gesteinen. 
Nichts deutet auf Entstehung der Parallelstruktur im Granulit durch 
Protoklase; die Schieferung des Granulits ist die gieiche und gleich- 
sinnig mit der der umgebenden Paragneise. Sie wurde von beiden 
Gesteinen gleichzeitig bei kristalloblastischer Umwandlung des Mineral- 
bestandes erworben; die Struktur ist in beiden Gesteinen recht ähnlich 
und in beiden sind reichlich Porphyroblasten von Granat zur Entwick- 
lung gelangt; nur hat das Grundgewebe des Plagioklasgneises oft ein 
mehr schuppiges Gefüge. 

Spätere Kataklase, in typischer Ausbildung und verknüpft mit 
den bezeichnenden Neubildungen von Chlorit und Epidot, sind im 
wesentlichen beschränkt auf die Diorite und Amphibolite an der Donau 
und im unteren Pielachtale. Sie sind eine Begleiterscheinung der 
Dislokation, welche dem Donaustrome in der Strecke unterhalb Melk 
seinen Lauf vorschreibt und die verschiedenen Gesteine au beiden 
Ufern scheidet. Auch die Granulite am linken Donauufer bei Emmers- 
dorf haben Kataklase in geringerem Grade erlitten. 


!) A. Sauer, Das alte Grundgebirge Deutschlands. Comptes rendus IX. 
Congres geol. internat. Wien 1903, S. 598. 


2) F. Becke, Über Mineralbestand und Struktur der kristallinischen Schiefer. 
Denkschriften der Akademie der Wissenschaften Wien, Bd. 75, 1903, S. 32. 


Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen 
Schiefergesteinen. 


Von Dr. Franz E. Suess. 
Mit einer Lichtdrucktafel (Nr. XI) und fünf Zinkotypien im Texte. 


In nachfolgendem sollen einige Beobachtungen an Perthitfeld- 
späten mitgeteilt werden, welche sich gelegentlich der Durchsicht 
einiger kristallinischer Schiefer aus Mähren und Niederösterreich er- 
geben naben. Uber das Wesen dieses vielbesprochenen Gegenstandes, 
als einer Verwachsung von Plagioklas mit Orthoklas, existiert kein 
Zweifel mehr, wenn auch über die Einzelheiten ihrer Entstehungs- 
bedingungen die Meinungen noch geteilt sind !). 

Becke erkannte die von Dathe zuerst beschriebene Faserung 
der Feldspäte in Granuliten und Gneisen als zarte Spindeln und 
keilförmige Einlagerungen von Oligoklas-Albit im Orthoklas und schuf 
den Namen Mikroperthit). Klockmann konnte an Feldspäten 
des Riesengebirgsgranits feststellen, daß die eingelagerten Fasern 
und Spindeln in Schnitten nach der Klinopinakoidfläche nicht parallel 
der Hauptachse gelegen sind, sondern mit der Spaltbarkeit nach P 
einen Winkel von 72° bilden?). Brögger zeigte an den Perthiten 
der südnorwegischen Syenitpegmatitgänge, daß die Verwachsungsebene 
der Albiteinlagerungen in vielen Fällen nicht das Orthopinakoid sei, 
sondern ein steiles Orthodoma (801), welches mit der Kante PM einen 
Winkel von zirka 72° bildet und der unvollkommenen Teilbarkeit des 
Murchisonites entspricht *#). Natronhaltige Orthoklase, in denen diese 
Albiteinlagerungen so fein werden, daß sie sich der mikroskopischen 
Beobachtung entziehen, bezeichnet er als Kryptoperthite. Andere 
unregelmäßigere Einlagerungen, welche parallel der Hauptachse ge- 
streckt sind, erklärt Brögger beim Feldspat vom Gomsöwege (8. 537) 
im Gegensatze zu den ersteren ausdrücklich als durch Spaltung des 
1) 8. d. ausführliche Literaturreferat bei 0. Wenglein: Über Perthitfeld- 
späte. Inauguraldissertation. Kiel, ©. Peters Erben, 1903. 

2) F, Becke, Die (neisformation des niederösterreichischen Waldviertels. 
Tscherm. Min. Mittlgn. Bd. IV. 1882, S. 395. — E. Dathe: Beiträge zur Kenntnis 
des Granulits. Zeitschr. d. Deutschen Geol. Gesellsch. Bd. 34. 1882, S. 14—28 

») F. Klockmarn, Beitrag zur Kenntnis der granitischen Gesteine des 
Riesengebirges. Zeitschr. d. Deutschen Geol. Gesellsch. Bd. 34. 1882, S. 382. 

*#) W. C. Brögger, Die Mineralien der Syenitpegmatitgänge der südnor- 
geschen Augit- und Nephelinsyenite. Zeitschr. f. Kristallographie. 1890. Bd. 16, 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 54* 


418 Dr. Franz E. Suess. fs] 


ursprünglich auskristallisierten „Natronorthoklases“ gebildet. In anderen 
Fällen, namentlich wenn die Verwachsungsebene parallel dem Ortho- 
pinakoid verläuft, haben spätere Umsätze eine größere Rolle gespielt. 
Von anderen Autoren Lehmann, Sauer, Kühn, Rombersg, 
Salomon, Milch) wird die Ausbildung des Perthits ebenfalls in 
größerem oder geringerem Maße nachträglichen Einwirkungen, wie 
Gebirgsdruck, zirkulierenden Lösungen und beginnender Verwitterung 
zugeschrieben. Auch Kontaktwirkung wurde in einzelnen Fällen an- 
genommen. Im allgemeinen stimmen aber die Autoren darin überein, 
daß der Zerfall eines Kalinatronfeldspats den ersten Anlaß zur Perthit- 
bildung gegeben hatte. Die allerfeinsten Lamellen (Kryptoperthit) 
werden von manchen Autoren (Ussing, Milch) für die eigentliche 
und ursprüngliche Form des Natronorthoklases gehalten. 

Ein unentbehrliches Hilfsmittel zum genaueren Studium der 
Mikroperthite ist die Verwendung der Irisblende nach Beckes 
Methode; sie ermöglicht die Wahrnehmung geringster Unterschiede 
der Lichtbrechung in benachbarten Substanzen !) und gestattet nicht 
nur die relative Bestimmung der Feldspäte, sondern auch die genaue 
Unterscheidung kleinster Sprünge oder Trennungsflächen von körper- 
lichen Gebilden. A. Hennig bediente sich bereits dieses Hilfs- 
mittels bei dem Studium der Mikroperthite aus den Graniten von 
der Halbinsel Kullen im Kattegat?). Die Albiteinlagerungen liegen 
in diesen Gesteinen zumeist in gegittertem Kalifeldspat und sind 
zweierlei Art, nämlich: 1. Größere, stengelförmige oder linsenförmige 
Körper, gestreckt in der Richtung der Vertikalachse, von der Basis- 
fläche begrenzt, mit gerundetem oder eliptischem Querschnitte, in 
der makrorediagonalen Richtung meist etwas breiter als in der brachy- 
diagonalen, angeordnet in den Flächen (010) und (801) („Murchisonit- 
fläche“); die Zusammensetzung dieser größeren Spindel ist nach ihrer 
Auslöschung mit der Trace von P im Schnitte senkrecht zur Bisectrix c 
(+19°) zirka Ab,, An,, also nahezu reiner Albit. 2. Sehr dünne tafel-, 
förmige Einlagerungen in der Fläche (801), welche im Schnitte nach 
M und im Schnitte nach P als äußerst zarte Verbindungsstränge oder 
Fäden zwischen den größeren Albitspindeln oder als fadenförmige 
Ausläufer derselben erscheinen; sie ummanteln diese Spindeln als 
saure und etwas schwächer lichtbrechende Randzone und verlaufen 
oft in einen äußeren Albitsaum um den Mikroklinwirt; ihre Zusammen- 
setzung ist fast reine Albitsubstanz (zirka 2°), An). Die ersteren 
Bildungen werden als „Stengei“ (stänglar), die letzteren als 
„Lamellen“ (lameller) bezeichnet. Die Stengel ‘haben sich nach 
Hennig primär bei der Verfestigung ausgeschieden und sind manch- 
mal von einem schmalen Saume reinen Kalisilikats im Anorthoklas 
umgeben; die Lamellen sind auf Spalten, welche sich durch Gebirgs- 
druck entlang der Murchisonitflächen und zwischen den Stengeln und 


1) F. Becke, Über die Bestimmbarkeit der Gesteinsgemengteile, besonders 
der Plagioklase auf Grund ihres Lichtbrechungsvermögens. Sitzb. d. kais. Akad. d. 
Wissensch. Wien. Math. nat. Ol. Bd.102. 1893, S. 367. 


?) A. Hennig, Kullens kristalliniska bergarter. Acta Universitatis Lundensis, 
Lund 1898. XXXIV. Afdeln. 2. No. 6. 3. 8. 


[3] Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. 419 


dem Wirte geöffnet haben, nachträglich eingedrungen. Sie bilden die 
scheinbare saure Umrandungszone der größeren Albitstengel. 

In neuerer Zeit wurde von Graf Keyserling!) auf den 
Unterschied hingewiesen zwischen den scharf begrenzten Spindeln im 
ÖOrthoklas und den nachträglichen Sprungausfüllungen mit Albitsubstanz. 
Wenn die ersteren auch erst im verfestigten Gesteine ausgeschieden 
wurden, sind sie dennoch jedenfalls älter als diese und von ihnen 
scharf zu trennen. 


Als Antiperthite bezeichne ich hier, einem Vorschlage 
Prof. Beckes Folge leistend, diejenigen mehr oder minder regel- 
mäßigen Verwachsungen zweier Feldspäte, bei denen Plagioklas 
den Wirt, Orthoklas oder Mikroperthit dagegen die 
Einschlüsse bilden. Solche Gebilde erwähnt bereits F. Becke?) 
als „interessantes Analogon zu dem Mikroperthit“ aus dem Plagioklas- 
gneis von Kammegg nördlich von Gars in Niederösterreich. Cohen?) 
lieferte eine Abbildung einer „mikropegmatischen Verwachsung zwischen 
Plagioklas und Orthoklas* aus dem Augitgneis vom Seybererberge in 
demselben Gebiete. 

Diersche#) vermutete bereits ganz richtig Orthoklas als Substanz 
der Interpositionen in den Plagioklasen der Pyroxengranulite von 
Ceylon; er bemerkte jedoch, daß eine Identifizierung mit der Er- 
scheinung des Mikroperthits, also eine Bezeichnung als Plagioklas- 
mikroperthit ausgeschlossen scheine, da die Ausbildungsweise dieser 
Interpositionen eine von der der Mikroperthite verschiedene sei. 


Die von Weinschenk°) in der Beschreibung der Granulite 
von Ceylon und in seinem Buche: „Die gesteinsbildenden Mineralien“ 
abgebildete „Verwachsung zweier Feldspäte“ ist sehr ähnlich den 
Antiperthiten aus niederösterreichischen Granuliten. Doch erwähnt 
Weinschenk, daß beide Feldspäte in der Menge sehr wechseln, 
daß einmal der Orthoklas und das anderemal der Plagioklas als 
Wirt erscheint. 


Wie sich unten zeigen wird, ist in der Tat der allgemeine 
Habitus der Antiperthite ein anderer als der der Mikroperthite und 
auch in den mährischen und niederösterreichischen Vorkommnissen 
kann die Menge des eingeschlossenen Orthoklases die des Wirtes 
übertreffen oder es kann auch eine netzförmige oder pegmatitähnliche 
Verwachsung beider Feldspäte zustande kommen. 


* Aus schwedischen Banatiten und Hypersthengabbros wurden solche 
Gebilde von Hennig (l.c.) unter dem Namen Oligoklas-Mikro- 
perthitund Andesin-Mikroperthit ausführlich beschrieben. In 


') H. Graf Keyserling, Der Gloggnitzer Forellenstein ein feinkörniger 
Ortho-Riebeckitgneis. Tscherm. Min. Mittlgn. Bd.22. 1902, S. 109. 
2) ]. c. 8. 218. 

>) E. Cohen, Sammlung von Mikrophotographien. 3. Aufl. Stuttgart. 1900. 
Taf. XXXIV, Fig.1. 

*#) M. Diersche, Beitrag zur Kenntnis der Gesteine und des Graphitvor- 
kommens Ceylons.. Jahrb. d. geol. R.-A. Bd. XLVIII. 1898, S. 251, Taf. VII, Fig.3. 


5). E. Weinschenk, Die Graphitlagerstätten der Insel Ceylon. Abhandl, 
d.bayr. Akad. d. Wissensch. Bd. XXT., Abt. 2, S. 299, 1900. 


420 Dr. Franz E. Suess. [4] 


den Plagioklasen der genannten Gesteine sind Orthoklaseinschlüsse in 
sehr wechselnder Menge enthalten; ihre Gestalt ist stengelig gestreckt 
in der Richtung der Hauptachse oder unregelmäßig mit geraden oder 
gebogenen Kanten und mit gerundetem oder elliptischem Querschnitte, 
an den schmalen Enden häufig begrenzt von der Basisfläche. Ihre 
optische Orientierung stimmt überein mit der des Wirtes. Zarte Risse 
in der Richtung (801) deuten auf das Vorhandensein von Kryptoperthit 
unter den Einschlüssen. 


Wie es scheint, sind die Einschlüsse reichlicher vorhanden in 
den getrübten Plagioklaskörnern der Banatite; in den klaren Plagio- 
klasen fehlen sie bisweilen gänzlich. Durch optische Prüfung wird 
häufig erwiesen, daß ein schmaler Saum in der unmittelbaren Um- 
randung der Einschlüsse reicher ist an Anorthitsubstanz als die 
übrigen Teile des Wirtes. Die Einschlüsse stehen nicht in Verbindung 
mit der Umgebung des Oligoklases und die Orthoklassubstanz wurde 
nicht von außen zugeführt. Nach Ansicht Hennigs hat sich der 
Alkalifeldspat aus einer ursprünglich homogenen Mischung von kali- 
haltigem Oligoklas unter Mitwirkung zirkulierender Lösungen in Form 
von Stengeln abgeschieden. Verbogene Zwillingslamellen des Oligoklases 
sind Zeugen der Wirkung des Gebirgsdruckes, welcher nach Hennig 
den Abscheidungsprozeß vorbereitet haben soll. 


Ähnliche Verhältnisse zeigt der Andesin-Mikroperthit aus den 
Hypersthengabbros. Der Andesin ist zonar gebaut mit saurem Kerne, 
entsprechend der Regel, die sonst für die kristallinischen Schiefer 
gilt. Die Orthoklasstengel sind häufiger in den zentralen Partien und 
fehlen in basischen Randzonen. Letztere werden als Umbildungsprodukt 
angesehen, entstanden im Zusammenhange mit der Zertrümmerung 
der Gesteine, als das primäre Andesinkorn unter Mitwirkung von 
Lösungen im Innern bereits in den Andesinwirt und die Orthoklas- 
stengel zerfallen war). 


Ich fand Antiperthite in sehr schöner und regelmäßiger Aus- 
bildung im hypersthenführenden Granulit bei Schloß Goldegg und 
Windschnur, NW von St. Pölten ?2), im pyroxenführenden Granulitgneis 
bei Kadoletz unweit Krzischanau und im cordierit- und spinellführenden, 
disthen- und granatreichen „Hornfelsgranulit* von Borry und Bobrau 
in Mähren). Vereinzelte Einschlüsse von Orthoklas im Plagioklas 
finden sich bekanntlich häufig in Tiefengesteinen und weniger regel- 
mäßige Durchwachsungen beider Feldspäte fand ich auch nicht selten 
in plagioklasreichen Paragneisen. 


!) Der Oligoklas „avec inclusions fusiformes“, welchen Lacroix aus Gneisen 
von Ceylon (Gneis granulitique & mincrocline) abbildet, entspricht der Darstellung 
nach vollkommen upseren Antiperthiten, doch bemerkt Lacroix ausdrücklich, 
daß die Einschlüsse stärker lichtbrechend und stärker doppelbrechend seien als 
der Wirt. Demnach wären sie nicht als Orthoklas zu deuten. —- Contribution & 
l’&tude des gneis ä pyroxene et des roches ä wernerite. Bull. de la Soc. Francaise 
de Mineralogie. Tome XII. Paris. 1889, pag. 299. 


?) Siehe den vorhergehenden Aufsatz in diesem Bande S. 396. 


®) Der Granulitzug von Borry in Mähren. Jahrb. d. geol. R.-A., Bd. 50, 
1900, 8. 641. 


[5] Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. 421 


1. Mikroperthite. 


In zahlreichen Granuliten und verwandten Biotitgneisen aus dem 
mährischen und niederösterreichischen Grundgebirge sind Mikro- 
perthite ganz allgemein verbreitet, und zwar kann man mit starken 
Systemen fast immer zweierlei Plagioklaseinlagerungen unterscheiden, 
nämlich die feinsten, ganz geradlinigen Lamellen und die größeren 
Spindeln?!) in ganz ähnlicher Weise, wie sie von Hennig aus den 
schwedischen Graniten geschildert werden. Die Lamellierung wird in 
der Regel erst bei einer mehrbundertfachen Vergrößerung sichtbar 
und hebt sich dann oft noch recht gut durch stärkere Lichtbrechung und 
andere Auslöschung ab von ihrer Umgebung. Zumeist sind die Lamellen 
vollkommen geradlinig begrenzt und durchziehen in gleicher Breite 
das ganze Korn, so daß bei starker Vergrößerung in gewisser Stellung 
ein Bild entstehen kann, welches einer feinsten Plagioklaszwillings- 
streifung nicht unähnlich ist. Eine Verwechslung der Lamellen mit 
Spaltrissen oder Zwillingsstreifung ist durch die Lichtbrechung und 
durch die Verhältnisse der Auslöschung nicht möglich. Doch werden 
die Lamellen nicht selten von einer äußerst feinen Durchspaltung in 
paralleler Richtung begleitet. Allerfeinste Trübung ist in manchen 
Fällen an den Rändern einzelner Lamellen oder in unbestimmt 
streifigen Wolken angereichert. Aus der Richtung solcher Streifen 
kann in einzelnen Fällen schon bei schwächerer Vergrößerung die 
Richtung der Lamellierung erraten werden. Oft folgen aber diese. 
Trübungsstreifen anderen Richtungen; manchmal sind sie parallel der 
Hauptachse. 

Die Lamellierung ist meistens in verschiedenen Teilen desselben 
Kornes etwas ungleich entwickelt; stellenweise finden sich Gruppen 
von dünnen, sehr zart auskeilenden Streifen, die durch zunehmende 
Zartheit sich der mikroskopischen Beobachtung entziehen, bis der 
Feldspat zum Kryptoperthit wird. 

Von dem zart linierten Untergrunde heben sich in der Regel 
die weit größeren Spindeln recht deutlich ab. Je nach der Schnitt- 
richtung und nach ihrer jeweiligen Gestalt erscheinen sie rundlich, 
elliptisch, tropfenförmig oder mit stumpfen oder spitzen Enden in 
die Länge gezogen. Ihre Menge wechselt sehr im selben Schliffe und 
im selben Korne. Ihre Verteilung ist ganz unregelmäßig und sie 
können ebensowohl im Innern eines Kornes wie in einer Randpartie 
zu dichten Schwärmen zusammengedrängt sein. Nur selten finden sich 
mittelgroße Zwischenstufen und Übergänge von etwas größeren und 
kürzeren Lamellen zu langgestreckten und dünnen Spindeln (Taf. XI, 
Fig. 1). Im selben Schliffe kann ein Mikroperthitkorn dicht erfüllt sein 
mit den rundlichen oder unregelmäßigen Durchschnitten, während sie in 
einem Nachbarkorne gänzlich fehlen oder nur vereinzelt auftreten. 
Es scheint mir wohl möglich, daß bei manchen Beschreibungen von 
Granuliten und Gneisen, in denen von Mikroperthiten die Rede ist, 


!) Ich wähle im Deutschen den Ausdruck „Spindel“, denn trotzdem diese 
Körper ziemlich wechselvolle Gestalt haben, scheint mir diese Bezeichnung besser 
zu entsprechen als der Ausdruck „Stengel“. 


499 Dr. Franz E. Suess. [6] 


nur diese größeren Spindeln in Betracht gezogen wurden, die Lamellen 
aber übersehen worden sind, da sie meist nur bei stärkster Ver- 
größerung und bei Anwendung der Irisblende deutlich hervortreten }). 

In dem leicht kemntlichen Schnitte nach dem Klino- 
pinakoid sind die Lamellen am schärfsten und deutlichsten aus- 
geprägt. Die Spindeln erscheinen in die Länge gezogen mit zugespitzten 
oder keilförmigen Umrissen, an einem oder an beiden Enden nach der 
Basis abgestumpft (Taf. XI, Fig. 1). In Schnitten mit genau zentralem 
Austritte der Mittellinie c betrug der Winkel zwischen den Spalt- 
rissen P (ooı) und den Lamellen 73'3° (Fig. 2). Die Lamellen liegen 
somit in dem von Brögger, Hennig, Ussing u. a. angegebenen 
steilen Orthodoma (s01). Die Spindeln liegen manchmal vollkommen 
parallel mit den Lamellen, häufiger aber weichen sie etwas ab von dieser 
Richtung. Wegen der keilförmigen Zuschärfung ihrer Längsschnitte 
und geringen Unregelmäßigkeiten ihrer Form ist die Messung weniger 
genau. Auch liegen sie nicht immer vollkommen parallel. In vielen 
Fällen wurde der Winkel mit den Spaltrissen von P mit 63'649 
gemessen; hier liegen sie somit parallel der Hauptachse. Taf. XI, 
Fig. 1 zeigt die feine Streifung nach (801) und die etwas abweichende 
Lage der Spindeln. Wenn sich die Auslöschung des Wirtes und die 
der Lamellen wegen allzu großer Feinheit nicht gesondert unter- 
scheiden läßt, so beträgt die Auslöschung der Gesamtmasse des 
Mikroperthits gegen die Trace von P meistens 11—12°. Ein solches 
optisches Verhalten ist nach Brögger das notwendige Resultat 
einer innigen Vermengung von Kalifeldspat und Natronfeldspat. Wo 
die Auslöschung des Wirtes und die der Lamellen für sich gemessen 
werden kann, ist erstere in der Regel zu groß für reinen Orthoklas 
(5—79), letztere zu klein für reinen Albit (16—17°. Nur wo die 
Lamellen besonders scharf ausgeprägt sind, kommen die wahren 
Auslöschungsschiefen fast rein zum Ausdrucke (5° in der Hauptmasse 
und 19° in den Lamellen. Wo in den besagten Schnitten die 
Auslöschungsschiefen der Spindeln von der der Lamellen unterschieden 
werden kann, ist sie geringer als die der Lamellen. Das stimmt mit 
der Beobachtung von Hennig überein, daß die Spindeln etwas 
anorthitreicher sind als die Lamellen. Je reicher das Gestein an 
Plagioklas im allgemeinen war, desto basischer waren auch die 
Spindeln; der fragliche Betrag in einem Granulit vom Valinberge bei 
Bobrau war 15° im Hornfelsgranulite vom Peklowalde bei Borry 
nur etwa 9—10°, was auf einen Oligoklas von der Zusammensetzung 
Ab, An; hindeutet. Ein zonarer Aufbau innerhalb der Spindeln, wie 
ihn Hennig beschreibt, konnte nicht mit Sicherheit nachgewiesen 
werden. 

Dagegen fanden sich Anhaltspunkte für die von Brögger und 
auch von Hennig beobachtete Erscheinung, daß in der unmittelbaren 
Nähe der größeren Albit- oder Plagioklasausscheidung der Wirt etwas 


!) Deutliche photographische Darstellungen der Lamellen und der Spindeln 
finden sich in Romberg’s: Petrographischen Untersuchungen an argentinischen 
Graniten (Neues Jahrb. f. Mineralogie etc. Beilage, Bd. VIII, 1893, Taf. XIV). 
Erstere werden als „gefaserter Feldspat“ (Fig. 43), letztere als „Albitblättchen“ 
(Fig. 44) bezeichnet. 


[7] Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. 423 


andere optische Erscheinungen, das heißt, andere chemische Zusammen- 
setzung zeigt. Wo die Spindeln in dichten Wolken auftreten, gibt 
sich die Änderung nur durch unruhige, etwas undulöse Auslöschung 
kund und eine gesetzmäßige Beziehung läßt sich schwer feststellen; 
wo die Spindeln vereinzelt auftreten, ist die Erscheinung vermutlich 
nur sehr schwach ausgeprägt und entgeht der Wahrnehmung. Taf. XI, 
Fig. 4 gibt jedoch ein Beispiel, in welchem durch besondere Umstände 
die Erscheinung deutlicher wird. In dem großen Feldspatkorne, von 
dem ein Teil in der Figur dargestellt ist, sieht man stellenweise die 
geradlinige Streifung, durch welche dieser als Kryptoperthit kenntlich 
wird. Wegen ihrer allzu großen Zartheit konnte sie nicht in der 
Photographie zur Darstellung gebracht werden. Die Spindeln sind, 
wie das häufig der Fall ist, innerhalb des Kornes ganz unregelmäßig 
zerstreut und verschieden gestaltet. Eine Stelle jedoch, in welcher 
die Spindeln zu einem schmalen Zuge zusammengedrängt und zum Teil 
etwas größer sind als in der Umgebung, ist in die Mitte des Gesichts- 
feldes gebracht. Die etwas unruhige Auslöschung in der Hauptmasse 
des Wirtes erfährt eine auffallende Anderung in der unmittelbaren 
Nähe dieses Zuges. Bei Drehung unter gekreuzten Nikols verdunkelt 
eine Zone in der unmittelbaren Nachbarschaft des Spindelzuges anders 
als die Umgebung, und zwar befindet sich die Dunkelstellung der 
Hauptmasse bei gleichmäßiger Drehung in einer Richtung, knapp 
zwischen jener der Hüllzone und jener der Spindeln, ganz wie man 
erwarten muß, wenn eine Auslaugung von Albitsubstanz aus dem 
Kryptoperthit in der Nähe der Spindeln erfolgt ist. Wenn zuerst der 
Albit oder Oligoklas der größeren Spindeln auslöscht, so folgt ihm zu- 
nächst der Kryptoperthit der Hauptmasse und dann erst der dem 
Orthoklas genäherte Feldspat in der Auslaugungszone, dessen Dunkel- 
stellung in der Figur zur Darstellung gebracht ist. 

Im Schnitte nach der Basis verlaufen die feinen Lamellen 
senkrecht zur Spaltbarkeit nach M und die Spindeln sind abermals 
ganz unregelmäßig verteilt, bilden rundliche oder längliche oder auch 
verzogene und wurmförmige Gestalten; Zwillingsstreifung wurde in 
diesen primären Gebilden niemals angetroffen, während die nachträglich 
auf Spaltrissen nach M oder P angesiedelten breiteren Albitbänder, 
wo sie auftreten, nicht selten verzwillingt sind. 

Im Schnitte senkrecht zur Mittellinie a sind natürlich die Lamellen 
nicht sichtbar. Die Auslöschung ist in der Regel etwas unbestimmt, 
manchmal wie marmoriert, manchmal bemerkt man eine unbestimmte 
Streifung parallel der Trace von P, welche aber von sehr feinen 
Rissen herrühren mag. 

Die von Becke!) beschriebenen, aus feinsten Trübungen be- 
stehenden Gitterzeichnungen wurden in einzelnen Fällen bei stärkster 
Vergrößerung wahrgenommen, jedoch nicht in sehr deutlicher Aus- 
bildung. Die Spindeln erscheinen in diesen Schnitten ebenfalls länglich, 
kurz stabförmig oder lanzettförmig oder auch als etwas breitere, nach 
der Basis abgestumpfte Blättchen. 

Brögger beobachtete außer den Einlagerungen in der Fläche (801) 


2) ].c. 8. 200. 
Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 5. u. 4. Hft. (F. E. Suess.) 55 


424 Dr. Franz E. Suess. [8] 


im „Natronorthoklas“ aus den Fredriksvärner Gängen noch der Vertikal- 
achse parallel orientierte mikroskopische Fetzen, Streifen und Lamellen 
von Albit, welche fast immer an das Auftreten eines Feldspats von 
den Eigenschaften eines Kaliorthoklases gebunden sind. Die ersteren 
hält er für ursprünglich, die letzteren dagegen durch eine Spaltung des 
ursprünglich auskristallisierten „Natronorthoklases“ sekundär gebildet. 
Aus unten angeführten Gründen glaube ich, daß die etwas Anorthit- 
substanz enthaltenden Spindeln, auch wenn sie parallel der Hauptachse 
liegen, nicht jünger sind als die Lamellen in der Orthodomenlage. 

Dagegen sind andere Albitstreifen unzweifelhaft aus fortschrei- 
tender Umlagerung hervorgegangen. Sie liegen parallel der Haupt- 
achse (vielleicht in der Spaltrichtung des Prismas) und stehen häufig 
in naher Beziehung zu einzelnen etwas breiteren Lamellen der 
ÖOrthodomenfläche (801). Sie scheinen vorwiegend in solchen Schliffen 
aufzutreten, in denen bereits Wirkungen des Gebirgsdruckes bemerk- 
bar werden. Fig. 2 auf Taf. XI — abermals ein Schnitt senkrecht 
auf die Mittellinie c — mag als ein Beispiel unter vielen dienen. 
Man sieht in dem fast reinen Orthoklas (Auslöschung gegen P 5.70) 
die allerfeinste Albitlamellierung (Winkel gegen P 72'3°) in feinen 
Streifen über die ganze Bildfläche fortlaufend oder auch da und dort 
dünn und spitz auskeilend. Daneben sieht man eine Anzahl im Relief 
etwas stärker hervortretender und etwas breiterer Streifen. In diesen 
Streifen ist der Albit nur stellenweise erhalten geblieben und ver- 
dunkelt dann in einem Winkel von 189% gegen die Trace von P. 
Der größte Teil des Albits dieser Streifen ist in farblosen Glimmer 
(Paragonit) verwandelt, dessen verworren gefaserte Blättchen parallel 
den Wänden der Spalten gelegen sind, welche er ausfüllt, so daß 
alle diese lebhaft doppelbrechenden dünnen Streifen im Schliffe 
gleichzeitig und gerade auslöschen. Es ist auffallend, daß man auch 
noch zwischen den Glimmerfasern sehr deutlich die Spaltrisse nach P 
des ehemaligen Albits erkennen kann. An einzelnen dieser Streifen 
gewahrt man nun recht deutlich ein Umbiegen gegen rechts (in der 
Figur) in stumpfem Winkel; an einzelnen Stellen kommt die neue 
Richtung auch in der Weise zum Ausdrucke, daß einzelne Spindel- 
formen knapp nebeneinander der Reihe nach von links nach rechts 
immer staffelweise weiter nach abwärts rücken, Die neue Richtung ist 
weniger bestimmt ausgeprägt als die erste und bildet mit der Trace 
von P einen Winkel von 63—64°, was beiläufig der Hauptachse ent- 
spricht. Die Albitsubstanz hat somit das Bestreben, aus der ursprüng- 
lichen Richtung der steilen Orthodomenfläche herauszuwandern in 
die Richtung der Hauptachse oder der prismatischen Spaltbarkeit. 
Auch auf den Spaltrissen nach P hat sich stellenweise in dünnen 
Streifen Albit abgesetzt. Durch weitere sekundäre Umlagerungen des 
Natriumsilikats in Gesteinen, welche in höherem Maße dem Gebirgs- 
drucke ausgesetzt gewesen sind, entstehen die breiteren Albitstreifen 
entlang den Spaltflächen und anderen Rissen. Sie sind ebenfalls wieder- 
holt als Mikroperthite beschrieben worden. 


[9] Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen, 425 


2. Antiperthite. 


Mehr oder minder regelmäßige Verwachsungen zwischen Plagioklas 
und Orthoklas sind sowohl in Tiefengesteinen als auch in Ortho- und 
Paraschiefern recht verbreitet. Sie scheinen in plagioklasreichen 
Gesteinen häufiger zu sein als in orthoklasreichen. Dann sind die Ein- 
schlüsse von Orthoklas im Plagioklas (meist basischer Oligoklas oder 
Andesin) stellenweise in Gruppen gehäuft; im Schnitte parallel dem 
Klinopinakoid mit dem charakteristischen rhomboidischen Umrisse 
dieser Fläche, im Schnitte nach der Endfläche oder nach der Quer- 
fläche mit rechteckiger oder quadratischer Umgrenzung. Auch bei 
unregelmäßiger Gestaltung sind sie manchmal in der Richtung der 
c-Achse verlängert und nähern sich bereits in ihrer Erscheinung dem 
von Hennig abgebildeten Oligoklasmikroperthit. In bezug auf Regel- 
mäßigkeit und Eleganz der Ausbildung stehen sie aber weit zurück 
hinter den typischen Antiperthiten, in denen die Orthoklasein- 
schlüsse zumeist die sehr bezeichnende stengel- oder spindelförmige 
Gestalt besitzen. 

Die Entstehungsbedingungen dieser letzteren, extremen Aus- 
bildung sind gewiß andere als die der größeren Orthoklasblättchen in 
Eruptivgesteinen und Paragneisen, doch werden auch Übergänge und 
Vermengungen beider gefunden, die eine strenge Abgrenzung des 
Antiperthitbegriffes schwierig machen. In Fig. 1a auf S. 426 sind zum 
Beispiel teils spindelförmige, teils unregelmäßige Einlagerungen von 
Orthoklas im Oligoklas in einem Korne vergesellschaftet, und zwar aus 
dem „Hornfelsgranulit*, einem ehemaligen Kontaktgesteine mit Cor- 
dierit, Granat, Disthen und Spinell, welches den Granulitzug von Borry 
in Mähren begleitet und nach der Ansicht des Verfassers durch kristallo- 
blastische Metamorphose in der unteren Tiefenstufe in ein granulit- 
ähnliches Gestein umgewandelt wurde. Der dargestellte Schnitt zeigt 
etwas seitlichen Austritt der positiven Mittellinie. Die Auslöschung 
des Oligoklases beträgt 910% die des Orthoklases 5'6° gegen die 
Spaltrisse von P. 

Eine pegmatitähnliche Verwachsung von Plagioklas und Orthoklas 
aus einem sicheren Paragneis zeigt Fig. 3 auf Taf. XI. Sie ist offenbar 
genetisch sehr verschieden von den gleich näher zu beschreibenden 
Verwachsungen in Orthogneisen und wird nicht aus dem Zerfalle einer 
ursprünglich einheitlichen Substanz, sondern nur durch gleichzeitiges 
kristalloblastisches Ineinanderwachsen beider Feldspäte zu erklären sein. 

Die eigentliche Heimat der am elegantesten entwickelten Anti- 
perthite sind nach meinen bisherigen Beobachtungen die hypersthen- 
führenden Granulite und Gneise. Wo sie beobachtet wurden, treten 
sie zugleich auf mit typischem Mikroperthit, und zwar scheinen sie 
um so reichlicher und vollkommener aufzutreten, je reicher das 
Gestein an Plagioklas ist. Im Hypersthengranulit aus der Gegend 
nordwestlich von St. Pölten sind sie in manchen orthoklasreichen 
Schliffen noch recht spärlich vorhanden. Die meisten Plagioklaskörner, 
ob gestreift oder ungestreift, sind dann noch frei von den Ortho- 
klasspindeln, andere enthalten nur zwei oder drei Spindeln. in 
anderen wieder sind sie im Kerne etwas gehäuft. Massenhaft treten 

bö*r 


426 Dr. Franz E. Suess. [10] 


sie auf in dem Hypersthengneis nördlich von Kadoletz bei Krzischanau 
in Mähren (Taf. XI, Fig. 5). Das Gestein enthält neben vorwiegendem 
Antiperthit auch reichlich Quarz, etwas Mikroperthit, große Granate, 
unregelmäßige Körner von Hypersthen — letztere häufig in den 
bekannten kelyphitischen Strukturen von den Granaten stengelig aus- 
strahlend — ferner etwas Biotit und Sillimanit. Der meist gestreifte 
Plagioklas ist nach der symmetrischen Auslöschung in Schnitten senk- 
recht auf P und M basischer Oligoklas mit verkelirter Zonen- 
struktur. Der äußere Rand ist oft bereits reiner Andesin mit der 


Fig. 1. 


EZ 


Fig. 1. Antiperthite. 


a. b. ec. Schnitte nach dem Klinopinakoid. — d. Schnitt beiläufig nach der End- 
fläche. — a. Aus Hornfelsgranulit vom Valinberge bei Borry. — b. Aus pyroxen- 
führendem Granulit NW von St. Pölten. — ec. und d. Aus Pyroxengneis von 


Kadoletz in Mähren. 


Zusammensetzung Ab, An; (17%). Auch hier ist die Anzahl der 
Orthoklasspindeln in verschiedenen Plagioklaskörnern sehr verschieden. 
Oft sind die Spindeln im ganzen Korne und bis an den Rand so dicht 
gedrängt, daß von der Substanz des Wirtes nur wenig sichtbar bleibt. 
Manchmal ist der Plagioklas an einzelnen Stellen des Außenrandes 
frei von Einschlüssen, doch kann dies nicht als Regel gelten. Eine 
basischere Zusammensetzung des Wirtes in der unmittelbaren Um- 
randung der Spindeln, wie sie Hennig beschreibt, konnte nirgends 
mit Sicherheit beobachtet werden. 


[11] Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. 497 


Im Gegensatze zu den rechtwinklig umgrenzten Orthoklas- 
einschlüssen in den Plagioklasen der Paragneise und der Tiefengesteine, 
sind Einschlüsse in diesen Orthogneisen, ob sie nun reichlich oder 
spärlich auftreten, stets schmale und langgestreckte Körper, an den 
Enden mehr oder weniger verschmälert oder durch die Endflächen 
begrenzt. Manchmal werden sie bis O'Ol mm dick. Nur ganz vereinzelt 
findet man noch größere unregelmäßig gelappte Orthoklaseinschlüsse. 

Die Querschnitte der Spindeln sind in der Regel nicht gerundet, 
wie bei den Spindeln der Mikroperthite, sondern unregelmäßig eckig, 
oft rhombisch oder trapezförmig abgekantet, auch hie und da mit 
einspringenden Winkeln. 

Die Anordnung der Spindeln innerhalb des Wirtes ist durchaus 
nicht so regelmäßig wie die der Lamellen in den Mikroperthiten; doch 
auch nicht so ganz willkürlich, wie das oft bei den größeren Spindeln 
der Mikroperthite der Fall ist. Mit Sicherheit lassen sich drei Haupt- 
richtungen der Antiperthitspindeln erkennen, wenn auch die einzelnen 
Hauptrichtungen gar oft nicht streng eingehalten werden und im 
einzelnen sehr weitgehende Abweichungen stattfinden. Die einzelnen 


Fig. 2. 


Richtungen sind in verschiedenen Körnern in sehr verschiedenem 
Maße vertreten; bald ist in einem Korne nur eine Richtung vorhanden, 
recht oft zwei, nicht selten auch alle drei Richtungen. Uberdies 
kommt es auch vor, daß, während die Hauptmenge der Spindeln den 
Hauprichtungen entsprechend gelagert ist, einzelne wenige Spindeln 
willkürlich dazwischen gestreut oder nach weiteren, schwerer bestimm- 
baren kristallographischen Richtungen angeordnet sind. 

Der zonare Bau der Plagioklase (Oligoklas und Andesin) erschwert 
sehr das sichere Erkennen der Schnitte nach dem Klinopinakoid und 
der seitliche Austritt der Mittellinie c bleibt in einem gewissen Grade 
unbestimmt. Immerhin kann man in den dem Klinopinakoid nahe 
gelegenen Schnitten leicht erkennen, daß ein Teil der Spindeln bei- 
läufig der Hauptachse parallel gelagert ist (Fig. 15). Solche Spindeln 
sind im allgemeinen am häufigsten und am dichtesten gedrängt. Daneben 
erkennt man nicht selten die Spindeln, welche eine Richtung parallel 
mit den Spaltrissen nach P (o01) einhalten (Fig. Le). 

In Schnitten nach der Querfläche liegen die Spindeln der ersten 
Hauptrichtung parallel mit den Zwillingsgrenzen. Die Spindeln der 
zweiten Hauptrichtung werden hier nicht quer durehschnitten, wie man 


4928 Dr. Franz E. Suess. [12] 


vielleicht zuerst erwarten sollte, sondern erscheinen langgestreckt und 
querliegend in beiläufig senkrechter Stellung zu den Zwillingsgrenzen. 

Wenn die parallel zur Hauptachse gestreckten Spindeln besonders 
dicht gedrängt sind, scheint es manchmal, als ob sie in sehr spitzem 
Winkel gruppenweise konvergieren würden. Die Täuschung wird am 
bemerkbarsten in Schnitten, die mit geringer Neigung von der Quer- 
fläche abweichen. Beim Heben und Senken des Tubus unterscheidet 
ınan aber leicht, daß die spitzwinklig konvergierenden Striche, welche 
auf den ersten Blick in die Augen fallen, nur dadurch erzeugt werden, 
daß die Ränder und die zugespitzten Enden benachbarter Spindeln 
knapp übereinander zu liegen kommen (Fig. 2). Die Stellen, an denen 
die schwächere Lichtbrechung durch das UÜbereinanderliegen der 
Spindeln verdoppelt wird, treten dann stärker hervor, scheinbar als 
selbständige Spindeln mit etwas abweichender Richtung. 

Besonders lehrreich sind Schnitte beiläufig senkrecht zur Haupt- 
achse. Hier sieht man die kantig umgrenzten Querschnitte der 
häufigsten Spindeln und deren reihenweise Anordnungentlang 
den Zwillingsgrenzen (Fig. 1d und Taf. XI, Fig. 5, Mitte). Wo 
die Zwillingsstreifung sehr eng ist, können die Querschnitte dieser 
Spindeln zu dichtem Mosaik zusammendrängt sein. Die übrigen Spindeln 
schneiden die Zwillingsgrenzen- beiderseits ziemlich symmetrisch in 
Winkeln von zirka 60°. Im Vereine mit den Beobachtungen an anderen 
Schnitten kann man schließen, das diese Spindeln der zweiten und 
dritten Hauptrichtung im großen und ganzen parallel mit den Kanten 
zwischen den Prismen und der Endfläche angeordnet sind. 

In Schnitten, welche mit einer leichten Drehung um die Normale 
auf das Orthopinakoid die Zwillingsebene in sehr spitzem Winkel 
schneiden, so daß eine breite, verschwommene Zwillingsstreifung senk- 
recht zur Hauptachse auftritt, erscheinen die parallel zur Achse c und 
in der Zwillingsebene liegenden Spindeln in senkrechter Stellung auf 
der Zwillingsgrenze mit sehr geringer Neigung zur Schliffebene. 

Die drei Hauptrichtungen der Spindeln sind demnach die Ortho- 
achse und die beiden Kanten zwischen den Prismen und der Endfläche. 

Da und dort kann man beobachten, daß die Spindeln der ver- 
schiedenen Richtungen miteinander verwachsen und zu kleinen kantigen 
Blättchen verbreitert sind, so daß skelettartige Gestalten von Orthoklas 
im Plagioklas zustande kommen. 

Der Orthoklas befindet sich in gleicher Orientierung wie der 
Wirt. Breitere unregelmäßige Flächen, in welchen die Mittellinie c 
zentral austritt, zeigen oft eine Auslöschung von 9° oder 14° gegen 
die Trace von P und werden hierdurch als Kryptoperthit erkannt. 
In solchen Schnitten fällt die Auslöschung des Orthoklases nicht 
selten sehr nahe zusammen mit der des umgebenden Oligoklases; 
letzterer zeigt dann ebenfalls zentralen oder wenig seitlichen Austritt 
der Mittellinie. 


Die meisten Autoren, welche sich mit dem Gegenstande befaßt 
haben, sind der Ansicht, daß in den Mikroperthiten der Kalifeldspat 
und der Natronfeldspat ursprünglich zu Anorthoklas vereinigt gewesen. 
sind. Die Anschauungen gehen darüber auseinander, ob und in welchem 


[13] Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. 499 


Maße äußere Einflüsse, wie Gebirgsdruck, beginnende Gesteinszer- 
setzung und zirkulierende Wässer, bei der Ausscheidung von Albit 
aus der isomorphen Mischung, eine Rolle gespielt haben und inwie- 
weit auch Albitsubstanz von außen zugeführt wurde. Primäre Albit- 
einlagerungen in den Mikroperthiten werden häufig von sekundären 
unterschieden, aber die Ausdrücke primär und sekundär reichen an- 
scheinend nicht hin, um den Entwicklungsgang alles dessen, was als 
Mikroperthit bezeichnet wurde, ausreichend zu definieren. 


Bei Besprechung des chemischen Gleichgewichtes in kristal- 
linischen Schiefern bemerkt Becke!) bezüglich der perthitischen 
Verwachsungen: „Bei Temperaturen, die dem Erstarrungspunkte von 
vulkanischen Gesteinen entsprechen, dürfte K- und XNa-Feldspat in 
erheblichem Grade homogen mischungsfähig sein. Ist die Mischung 
einmal gebildet und wird sie rasch abgekühlt, so bleibt sie erhalten 
wie eine stark unterkühlte Schmelze, die im amorphen Zustande ver- 
harrt, oder vielleicht noch besser: wie die unstabile Modifikation 
gewisser Substanzen erhalten bleibt, wenn sie rasch unter die Um- 
wandlungstemperatur abgekühlt wird. Bei längerem Verweilen in einer 
höheren Temperatur, die aber unter der Temperaturgrenze der völligen 
Mischbarkeit liegt, wird namentlich unter dem begünstigenden Ein- 
flusse von Wasser oder anderen Mineralisatoren der Zerfall in Mikro- 
klin und Albit eintreten. Offenbar geschieht dies vielfach schon in 
den körnigen Massengesteinen, bei denen die Abkühlung langsam genug 
fortschreitet, um das Gestein lange in dem Bereiche der Umwandlungs- 
temperatur verweilen zu lassen.“ 

Mit diesen Worten ist, wie ich glaube, im wesentlichen die 
Deutung der hier beschriebenen Vorkommnisse gegeben. Die größeren 
Körper, die Spindeln in den Mikroperthiten, welche nach einigen Beob- 
achtungen neben Albit auch Spuren von Anorthitsubstanz enthalten, 
mögen sich zuerst aus einem homogenen Anorthoklas ausgeschieden 
haben. Sie sind teils ganz unregelmäßig zerstreut, teils in der Richtung 
der Hauptachse gestreckt. Das Caleiumsilikat dürfte noch weniger misch- 
bar sein mit Kalisilikat als das Natronsilikat. Diese ersten Ausschei- 
dungen haben, wie manchmal beobachtet wird, dem Anorthoklas in 
der unmittelbaren Umgebung die Albitsubstanz entzogen und sind 
dann von schmalen albitfreien Höfen umgeben. Die weitere molekulare 
Umlagerung im festen Gesteine bei etwas niedrigerer Temperatur 
vollzog sich entlang der steilen Orthodomenfläche (801) in Form gerad- 
liniger, sehr feiner Lamellen. Die Entmischung wird gesteigert bei 
Hinzutreten des Gebirgsdruckes. Die Lamellen mögen zu Flächen 
geringerer Kohäsion geworden sein und sie zeigen (das Bestreben, 
breiter zu werden; ferner öffnen sich in den Spaltflächen des Feld- 
spats neue Wege für die Albitabscheidung. Zuerst zeigen die breiteren 
Lamellen das Bestreben, aus der Richtung des Orthodomas in die 
Richtung der Hauptachse (Prismenfläche) immer mehr auszuweichen 
(Taf. XI, Fig 2). In weiteren Stadien der dynamischen Einwirkung 


!) F, Becke, Über Mineralbestand und Struktur der kristallinischen Schiefer. 
Denkschriften d. kais. Akad. d. Wissenschaften in Wien, math.-naturw. Kl., Bd. LXXV. 
1909, S- 5. 


430 Dr. Franz E. Suess. [14] 


füllen sich auch die Spaltrisse nach der Endfläche mit Albitsubstanz. 
Auch andere Sprünge bilden sich und die Verwachsung verliert immer 
mehr an Regelmäßickeit. Es entstehen jene gebogenen und gewellten, 
auch „flammenartigen“ Ausscheidungen oder Umrandungen von ge- 
streiftem Albit, welche, gleich häufig in gequetschten Tiefengesteinen 
wie in gequetschten Schiefern, wiederholt als Perthite oder Mikro- 
perthite beschrieben worden sind. Gitterung des Orthoklases ist in der 
Regel eine Begleiterscheinung. Solche sekundäre Bildungen sind 
zum Beispiel alle jüngst von Wenglein beschriebenen Verwachsungen 
von Albit und gegittertem Kalifeldspat. In anderen Fällen wird oft 
reichlich Albitsubstanz von außen zugeführt und als Endprodukt können 
sogar Pseudomorphosen von Albit nach Orthoklas zustande kommen. 

Diese sekundären Bildungen sind wohl zu unterscheiden von 
den bier beschriebenen Spindeln und Lamellen. 

Die Einlagerungen von Orthoklas oder Kryptoperthit in den 
Antiperthiten sind der Entstehung nach wohl am besten den Spindeln 
von Albit oder Oligoklas in den Mikroperthiten zu vergleichen, wenn 
sie auch etwas anders gestaltet und angeordnet sind als diese. Ein 
sicheres Analogon zu den „Lamellen“ der Mikroperthite wurde in den 
Antiperthiten der Schiefergesteine nirgends gefunden. Es wird offen- 
bar sämtlicher K-Feldspat in Verbindung mit etwa Na-Feldspat 
gleich zu Anfang ausgeschieden und zu weiterem Zerfalle des Plagio- 
klases ist keine Veranlassung }). 

Weder die Spindeln der Perthite noch die der Antiperthite können 
als protogene Reste aus einem früheren Zustande des Örthogneises 
betrachtet werden. Sie sind ebenso wie die Lamellen typomorph 
im Sinne Beckes, indem sie dem chemischen Gleichgewichte des 
kristallinischen Schiefers entsprechen. Die Gesteine tragen im ganzen 
vollkommen das Gepräge ‚kristalloblastischen Wachstums. Bei den 
Antiperthiten finden sich Übergänge zu pegmatitartigen und diabla- 
stischen Durchwachsungen. In den Pyroxengranuliten wird eine deut- 
liche Beziehung der Ausbildung der Antiperthite zu Porphyroblasten 
von Granat beobachtet. Letztere, meistens als Perimorphosen entwickelt, 
umschließen mit idioblastischen Umrissen antiperthitische Plagioklase, 
in denen die Durchwachsung beider Feldspate, bedeutend vollkommener 
und größer zur Ausbildung gelangt ist als im umgebenden Grund- 
gewebe?). Da die Granaten gewiß nicht protogen sind, muß auch 
die vom Wachstum der Granaten abhängige Ausbildung der Antiperthite 
zugleich init der Umprägung des Gesteines zum kristallischen Schiefer 
entstanden sein. E 


1) Nur in einem Falle, in dem Oligoklas eines Diorits von Melk in Nieder- 
österreich, wurden neben größeren eckig umgrenzten Ortoklaseinschlüssen stellen- 
weise zarte geradlinige Lamellen einer schwächer lichtbrechenden Substanz gesehen. 
Sie lassen sich kaum anders auffassen, als daß hier Orthoklas in ähnlicher Weise 
nachträglich ausgeschieden wurde, wie der Albit der Mikroklinlammellen, und deutet 
vielleicht darauf hin, daß unter Umständen in Intrusivgesteinen der Plagioklas noch 
K-Feldspat nach der Erstarrung nicht nur in Form von Einschlüssen, sondern auch 
in molekularer Mischung festhalten kann. . 


?) S. Fig. 2 im vorhergehenden Aufsatze dieses Bandes, Seite, 398, 


Geologisch - petrographische Mitteilungen aus 
dem Gebiete des Kartenblattes Böhm.-Leipa und 
Dauba, Zone 3, Col. Xi der österr. Spezialkarte. 


Von H. V. Graber in Böhm.-Leipa. 
Mit drei Zinkotypien im Text. 


Das Kartenblatt umfaßt weitaus zum größten Teile das Gebiet der 
böhmischen Kreideplatte, die drei Viertel des ganzen Raumes 
bedeckt. Das übrige Viertel wird vom böhmischen Mittelgebirge 
eingenommen, das sich von Südwesten her wie ein Keil in die Kreide- 
ablagerungen hereinschiebt. Die allgemeinen landschaftlichen Gegen- 
sätze dieser beiden geologischen Komponenten sind hinlänglich bekannt. 

Fremdartige und morphologisch wohlindividualisierte Gebilde 
innerhalb der Kreideplatte selbst sind die zahlreichen kuppen- und 
rückenförmigen Aufbrüche von Basalt und Phonolith, die mit 
der Annäherung an das Mittelgebirge immer häufiger werden. Oft 
ist der Basalt gangförmig entwickelt, die Zugehörigkeit der Gänge zu 
bestimmten Zentren aber nicht immer ersichtlich. Ein berühmtes, 
durch Steinbruchbetrieb leider ganz zerstörtes Beispiel dieser Art 
war die Teufelsmauer bei Hühnerwasser, von deren einstiger Anwesen- 
heit nur noch ein langer Graben zeugt. Decken- und stromartige 
Ergüsse sind fast ausschließlich auf das Mittelgebirge beschränkt und 
nur vereinzelt in den randlichen Teilen der Quaderplatte selbst nach- 
weisbar. 

Die Denudationsreste der isolierten Ergässe sind scheinbar regel- 
los über die Landschaft verstreut; aber überall ließ sich ihre Ab- 
hängigkeit von Störungslinien nachweisen. Ihre Anwesenheit wurde 
öfters ein wichtiges Kriterium für die Deutung mancher Struktur- 
linien als Bruchzonen, wo-die petrographischen und stratigraphischen 
Verhältnisse das Vorhandensein einer Verwerfung verschleierten. 

Charakteristisch für das Oberflächenbild der Kreideplatte sind 
die baumartig verzweigten Talsysteme, die sich nach den größeren, 
meistens an Störungslinien entlang laufenden Depressionon Öffnen. Ein 
lehrreiches Studiumsobjekt dafür ist das Kummergebirge. Die 
einzelnen Talstrecken weisen im Bereiche der Quadersandsteine stets 
eine sehr deutliche Abhängigkeit von den Clivagen auf, wodurch sich 
analog den Tälern der Granitplateaus geradezu eckige Biegungsstellen 
herausgebildet haben. 

Jahrbuch d. k. K. geol. Reichsanstalt, 1904. 54. Bd,, 3. u. 4. Hft. (H. V. Graber.) 56 


432 H. V. Graber. [2] 


Nach der Richtung der Clivagen erfolgt auch die Zerlegung 
des Quaders in die bekannten Obeliskenformen. 

Eine Trennung der Platte in einzelne Rücken ist nicht gerade 
selten zu beobachten, aber an keinem anderen Orte äußert sie sich 
in so auffälliger, nirgends wiederkehrender Weise wie im Aschen- 
dorfer Revier südlich von Leipa. Es sei gestattet, hier etwas 
näher auf diese Erscheinung einzugehen. 

Das Aschendorfer Waldrevier wird begrenzt von der später zu 
schildernden Verwerfungslinie Robitz—Aschendorf, dem Senkungs- 
felde von Mickenhan, der Bruchlinie entlang dem Nordrande der 
Teichtalung Drum—Hirschberg und dem Tale des Robitz- 
baches. Deutlich ist die beiderseitige Abdachung von den durch- 
schnittlich 290 m hohen Nord- und Südrändern nach der Mitte zu. 
Die Nordabdachung ist eine völlig ebene Platte, in der nur an der 
Talkrönung des Robitzbaches einige unbedeutende Erosionsschluchten 
von etwa °/, km Länge eingerissen sind. Die Südabdachung ist durch 
parallele Züge von tief eingeschnittenen, NW—SO gestreckten Talungen 
in langgestreckte schmale Rücken und Tafeln zerlegt. Die völlig wasser- 
losen Furchen werden teilweise als Verkehrswege benützt, besonders 
zur Holzbringung, erfreuen sich aber wegen ihrer tiefen Versandung 
keiner großen Beliebtheit. Am wichtigsten ist die „Sandstraße“, die von 
Rehdörfel, an der „weißen Kapelle“ vorbei, in der tiefsten Talung 
gegen Leipa verläuft. Ihr stetiges Gefälle beträgt auf eine Längen- 
entwicklung von 4km bloß 18 m. Eine zweite, südlicher gelegene 
Tiefenlinie zieht von Mickenhan über die Ortschaften Kühberg 
und Zuckmantel nach Robitz und hat ebenfalls ein stetiges Ge- 
fälliges, das bei einer Länge von 7 km 37 ın beträgt. Im ersten 
Falle erhält man eine Gefällsentwicklung von 0'5°/,, im zweiten von 
0'45°/,, also nahezu das gleiche Resultat. 

Die Hauptverkehrsader war in alter Zeit die „Kummerstraße“, 
die sich am Rande der großen Kreideplatte gegen das Bruchfeld von 
Leipa zog. Unverständlich und eine förmliche Ausnahme in der ver- 
kehrsgeographischen Regel ist dagegen die nordsüdliche Richtung der 
gegenwärtigen Reichsstraße von Leipa nach Prag, die zunächst im 
Zuckmantler Berg die Bruchkante erklimmt, um dann mit starkem 
Gefälle gegen Neuschloß und Habstein zu verlaufen. Vielleicht 
ist die Ursache in der Lage von Leitmeritz zu suchen, da eine 
rasche Verbindung zwischen dieser Stadt und Leipa nur über Neu- 
schloß möglich ist, vielleicht aber verursachte der alte Herren- 
sitz Neuschloß als einstiger Post- und Amtsplatz die eigentümliche 
Ablenkung der Straße von einer Richtung, die die Natur gezeichnet 
hat. Möglicherweise ist aber die neue Straße ähnlich wie die von Leipa 
nach Haida führende absichtlich nach der Luftlinie gebaut worden; 
Beispiele derartiger Straßenanlagen sind in Böhmen sehr verbreitet. 

Nördlich von der weißen Kapelle streichen die Rücken bereits 
mehr .WNW--SOS, am Nordrande selbst fast O—W. Man kann sich 
messend überzeugen, daß diese Schwenkung auch von den Clivagen 
mitgemacht wird und denkt unwillkürlich an die aus den Bruchfeldern 
radial in die Horste verlaufenden Sprünge. Diese Vermutung wird 
hier gestützt durch die weiter unten näher zu erörternde Tatsache, 


[3] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 433 


daß die Ebene von Leipa ein Senkungsfeld ist. Die Lage des Schnitt- 
punktes der konvergierenden Tieienlinien bei Robitz, also am Bruch- 
rande selbst, ist wohl gewiß kein Zufall. 

Der schnurgerade Verlauf und der geringe Abstand der einzelnen 
Talungen, die durch so außerordentlich schmale und lang hinstreichende 
Rücken voneinander getrennt sind, schließt die Annahme, daß sie 
analog den zahlreichen gewundenen Tälchen der Kreideplatte durch 
die Wirkung des fließenden Wassers entstanden sind, vollständig aus. 
Die bedeutende Porosität und Wasserdurchläßigkeit des Aschendorfer 
Quaders, die sogar wolkenbruchartige Niederschläge wie durch ein 
Sieb laufen läßt, im Verein mit dem immerhin geringen Flächen- 
ausmaße des Aschendorfer Reviers und dem Fehlen eines gefällreichen 
Hinterlandes, behinderte die Entwicklung von Regenschluchten. Alle 
Niederschlagswässer kommen erst an den Rändern des Reviers in den 
klaren Quellen des Höllengrundes und den Sümpfen und Teichen der 
Niederungen zum Vorschein, während die Böden innerbalb des Reviers 
fast unmittelbar nach dem Regen bereits staubtrocken sind. 


Sogar im heurigen, abnorm niederschlagsarmen Sommer war eine 
wesentliche Abnahme der Wasserführung dieser Quellen nicht zu 
beobachten. Der Kiefernforst von Aschendorf fristet aus diesen 
Gründen stellenweise ein trauriges Dasein. Einzelne Distrikte liefern 
die niedrigsten Zuwachsprozente unter allen Forsten Böhmens und 
spotten allen Meliorationsversuchen. Als erodierende Kraft, die an 
der Modellierung der Achendorfer Talungen den einzigen, direkten 
Anteil nahm, dürfen wir den Wind in Betracht ziehen. Die NW —SO- 
Cliveagen wirkten zunächst und im Verein mit den übrigen Abson- 
derungssystemen als Orte geringsten Widerstand für die Verwitterung, 
also als Denudationsminima. Der sich bildende lose Sand wurde vom 
Winde verweht, es entstanden seichte Furchen, die durch die ab- 
radierenden äolischen Kräfte sich mehr und mehr vertieften und all- 
mählich vereinigten. Die Herausarbeitung der schmalen Talungen in 
der NW—-SO-Richtung erfolgte namentlich durch die Stoßkraft des 
unter allen Winden vorherrschenden West- und Nordwestwindes, be- 
ziehungsweise der in unserer Gegend heimischen Nordweststürme des 
Frühjahres. Das Dominieren der westlichen und nordwestlichen Luft- 
strömungen !) ist deutlich zu entnehmen aus der in den Alleen nach 
SO geneigten Stellung der Pappelbäume. Die Aschendorfer 
Talungen sind mithin als Deflationsfurchen aufzu- 
fassen, entstanden durch die Wirkung von westlichen 
und nordwestlichen Winden auf die NW—SO laufenden 
Denudationsminima des vorherrschenden Clivagen- 
systems. 

Der größte Teil des Kartengebietes gehört dem Flußsystem des 
Polzen an und dementsprechend ist die allgemeine Abdachung 
des nördlichen Teiles eine südliche, des mittleren Teiles eine nord- 
westliche. Ein kleiner Abschnitt, der südwestliche, gehört dem Ge- 


!) Von Wünsch wurde für den Zeitraum 1881—1901 für die W- und NW- 
Winde die perzentnelle Verteilung von 38 festgestellt. (Heimatskunde d. polit. 
Bezirkes B.-Leipa. Herausgeg. v. Bezirkslehrerverein. 1904, 1. Lieferung, pag. 40. 


&6* 


434 H. V. Graber. [4] 


biete des Auscherbaches an; die Landschaft zwischen Hühner- 
wasser und Weißwasser wird nach der Iser zu entwässert. Der 
tiefste Punkt ist für das Polzengebiet unterhalb der Mündung des 
Algersbaches, also in der NW-Ecke der Karte in 200 m Seehöhe, 
der tiefste Punkt überhaupt in der SW-Ecke bei der Stelle, wo der 
Auscherbach in 180 m Seehöhe das Kartengebiet verläßt. 

Die höchsten Punkte liegen nicht im böhmischen Mittelgebirge, 
wie das in Anbetracht der größeren mittleren Höhe zu erwarten wäre, 
sondern innerhalb der Kreideplatte auf den Gipfeln der isolierten 
Basalt- und Phonolithkuppen: Rollberg bei Niemes (695 m), 
Wilhoscht bei Neugarten (610 m), Bösig bei Hirschberg (605 m). 

Am eifrigsten wurden bisher die Gebiete der NW- und SW- 
Sektion der Karte beobachtet. Folgende Gesteinsarten konnten auf 
der Karte ausgeschieden werden: 

1. Quadersandstein (cenoman, unter- und mittelturon) ; 
2. plänerige, wenig mächtige Zwischenschichten im Quader 
der Stufe des Inoceramus Brongniarti;, 3. Tonmergel der Stufe des 
Inoceramus Ouvieri (Priesener Schichten); 4. loser Kreidesand dort, 
wo er charakteristisch wird; 5. litorale Sande und Mergel über 
den Uuvieri-Mergeln; 6. tertiärer Sandstein, wahrscheinlich 
oligozänen Alters; 7. diluvialer Schotter und Löß; 8. Gehänge- 
schutt und Gehängelehm; 9. Torf. Von Eruptivgesteinen 
wurden ausgeschieden: 1. Keratophyr und Quarzkeratophyr 
(s. unten), 2. Basalt, 3. Phonolith, 4. Lapillituffe. Schließlich 
vorbasaltische, nicht eruptive Konglomerate. Eine Trennung der 
einzelnen Basaltvarietäten wurde bisher nicht vorgenommen, da die 
Aufnahmen im eigentlichen Mittelgebirge noch wenig fortgeschritten 
sind, und die genauere Klassifizierung nur auf mikroskopischem Wege 
möglich ist. Die besondere Ausscheidung der Sandflächen und Ver- 
witterungsböden geschah im Interesse der Forst- und Landwirtschaft, 
ohne die Leserlichkeit der Originalblätter zu beeinträchtigen. 

Im allgemeinen sind die Aufschlüsse gut, die Grenzen aber 
nicht immer so scharf vorgezeichnet, als es für eine detaillierte Auf- 
nahme wünschenswert wäre. 

Durch die Terrainbegehungen wurde reiches Material aufge- 
sammelt. Der Stand dieser Sammlung beträgt gegenwärtig 700 Stücke. 
Gleichzeitig wurde die petrographische Untersuchung der Eruptiv- 
gesteine begonnen und teilweise (s. unten) zum Abschluß gebracht. 

Das älteste anstehende Gestein des Kartengebietes ist ein 
dynamometamorpher Keratophyr, der mit seiner Randfazies, 
einem ebenfalls dynamometamorphen Quarzkeratophyr, den 
Sockel des phonolithgekrönten Maschwitzberges bei Habstein 
bildet. Uber die geologisch-petrographischen Beobachtungen an diesem 
in der Literatur!) bereits bekannten Berge liegt eine nahezu abge- 
schlossene Arbeit vor, die demnächst erscheinen wird. Uber die 
wichtigsten Ergebnisse möge hier referiert werden. 


ı) V. Bieber, Die Urgebirgsscholle am Maschwitzer Berg zwischen Hab- 
stein und Dauba i. B. Eger 1883. Selbstverlag. (Dort auch Literatur über Jokelys 
Bericht. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. XII.) 


[5] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 435 


Ringsum von postkretazischen Sprüngen umgeben, ragt der 
Maschwitzberg mit einer Höhe von 513 m als Horst über die 
wenig hohe Umgebung hervor und ist deshalb seit alter Zeit als 
Aussichtsberg berühmt. An den Keratophyrsockel schmiegen sich dis- 
kordant mit kleinem, ursprünglichem Fallwinkel dünngeschichtete, 
kalkig-plänerige Sandsteine des Cenomans, mit Ostrea carinata und 
mächtigen Exogyrenbänken. Bisher wurden diese Ablagerungen für 
Mallnitzer Schichten erklärt. Die Schichten fallen überall deutlich 
vom Berge weg. Zwischen beiden Gesteinen ist in den tiefen Gräben 
der westlichen Abdachung eine ausgezeichnete Brandungszone er- 
schlossen. -Sie besteht aus (Fig. 1 und 2) breceiösen Konglomeraten 
von Keratophyr und Quarzkeratophyr, die durch ein ziemlich dunkles, 
teilweise chloritisiertes Bindemittel verkittet sind. Nicht selten führen 


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SI SBBEISSII 


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Profil im zweiten Graben an der Straße von Podlitz nach Klum, an der rechten 
Talwand. 


D. Qu. Ker. = Dynamometamorpher Quarzkeratophyr. — B. Br. — Brandungsbreccie 
mit Ostrea carinata. — C.8. —_Cenomaner Sandstein. 


diese Breccien Schalenfragmente von Östrea carinata!) und einer dick- 
schaligen Exogyra (columba?). s 

Auch auf der Nordseite des Berges, etwas unterhalb der Grenze 
zwischen dem Nosean-Nephelinphonolith des Gipfels und dem Kera- 
tophyr, treten gleichfalls deutliche Anzeichen dieser Strandbildung 
zutage; auf der Südseite fehlen sie. Dort läuft eine Bruchlinie und 
die Quader der Stufe des Inoceramus Brongniarti? lehnen sich unmittel- 
an den Keratophyr. An dieser Verwerfung ist der kleine Phonolith- 
Lakkolith von Klum und der gangförmige Gipfelphonolith empor- 
gequollen. Auf der Ostseite trennt ein seichtes Tälchen den ceno- 
manen Sandstein von den grobkörnigen Quadern mit Inoceramus 


!) Die Bestimmung wurde nach einem selten schönen Exemplar aus Podlitz 
durchgeführt, das im Besitze des Herrn Pfarrer Hahnel in Habstein ist und vom 
verstorbenen Prof. ©. Nowak als Ostrea carinata festgestellt wurde. 


436 H. V. Graber. [6] 


labiatus, die bis zur Birschberger‘ Straße reichen. Leider sind die 
Verhältnisse infolge mangelhafter Aufschlüsse verschleiert und man 
kann nicht ohne weiteres sagen, ob hier die Carinatenstufe abschneidet 
oder bruchlos unter die jüngeren Quader (mit Inoceramus labiatus, 
Pinna decussata, Exogyra columba und Lima canalifera) hinabtaucht. 
Die als "Semitzer Mergel“. bezeichneten Übergänge wurden nicht 
beobachtet. Gegen Norden schneiden die cenomanen Sandsteine an 
einer mit der Hand zu greifenden Verwerfung gegen die fossilleeren 


Profil der Braudungskorrosionen am oberen Ende der Schlucht des zweiten Grabens 
an der Straße von Podlitz nach Klum. 


(Aufschlußhöhe 4 Meter). ' 
D. Qu. Ker. = Dynamometamorpher Quarzkeratophyr. — Br. Br. = Brandungs- 


breecie mit Ostrea carinata — C. S. — Cenomaner Sandstein, plänerartig. -- 
"Ss. — Mit Sand erfüllte Korrosionskarre. 


Quader (höchst wahrscheinlich der Br ongniarti-Stufe) ab; im Westen 
läuft ebenfalls eine Verwerfung, aber nicht, wie man vermuten würde, 
am. Steilabbruch des Quarzkeratophyrs gegen die Straße Podlitz— 
Klum, sondern jenseits der sanften Böschung an der Prager Reichs- 
straße. Der Westabfall des Quarzkeratophyrs ist ein cenomaner 
Steilrand. 

Nach dem Gesagten unterliegt es nicht dem geringsten Zweifel, 
daß das cenomane Meer hier gebrandet hat, daß also Jokelys 


[7] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 437 


Auffassung der „Urgebirgsscholle* als einer Insel — im Gegensatz zu 
Bieber, der das Fehlen von Strandbildungen hervorhebt — der 
Wahrheit entsprechen dürfte Ü). Entweder hat dieser Autor die müh- 
sam zu begehenden Gräben der Westseite nicht besucht oder er ist — 
was aber kaum anzunehmen wäre — an den sehr guten Aufschlüssen 
achtlos vorbeigewandert. 

Der dynamometamorphe Keratophyr ist bald „grünsteinartig“, 
bald erinnert er an einen „Aphanitschiefer“. Es finden sich aber 
auch Partien, die durch den Druck nur sehr wenig beeinflußt wurden 
und den ursprünglichen Habitus besitzen. Stark geschieferte und ver- 
witterte Varietäten nehmen oft eine gelblichbraune Färbung an und 
sind dann einer sedimentären Grauwacke nicht unähnlich. Der Mineral- 
bestand ist: Diopsidischer Pyroxen, uralitische Hornblende, barke- 
vikitische Hornblende (seltener) und Albit nebst Anorthoklas. Quarz 
nur spärlich in der Grundmasse und als dynamometamorphe Neu- 
bildung in Form von Adern und Zwischenklemmungsmasse. Serpentin 
und Chlorit verleihen dem Gesteine eine grünliche Färbung. Muskovit 
fehlt im ungepreßten Keratophyr, in den schiefrigen Varietäten ist er 
häufig. Die Struktur ist meist porphyrisch, mit gelegentlicher Annähe- 
rung an eine körnige Ausbildungsweise. Die Parallelstruktur der 
Gemengteile verläuft im allgemeinen von NO—SW mit steilem Ein- 
fallen nach NW, schwenkt aber nicht selten mit sigmoidaler Krüm- 
mung um oder macht auch plötzlich einer NW—SO gerichteten 
Streckung Platz. h 

Dieses Gestein nennt Bieber eine „echte kambrische 
Grauwacke“, ohne den Beweis für Grauwacke im allgemeinen, 
für das kambrische Alter im besonderen zu erbringen. 

Durch schlierige Durchdringung ist der Keratophyr mit dem 
Quarzkeratophyr verknüpft, der, auf den Westabfall des Berges 
beschränkt, an der Straße Podlitz— Klum ausgezeichnet erschlossen 
ist. Das Gestein ist in seinen weniger gepreßten Partien sehr frisch. 
Die Färbung der felsitischen Grundmasse ist lichtgrau, die Größe der 
Einsprenglinge (Quarz und Feldspat) übersteigt niemals den Betrag 
von 4 mm. Stark dynamometamorphosierte Partien sind meistens mehr 
oder weniger zersetzt, ihre Zugehörigkeit zum Hauptgestein aber 
bereits an Ort und Stelle mittels zahlreicher UÜbergangsstadien 
zweifellos zu erkennen. Es sind dies stark serizitisierte Lagen, die 
dem weniger gepreßten Gesteine eingeschaltet sind oder es schalen- 
artig. umgeben. Zuweilen: besteht eine solche Schale, die 1 cm 
Mächtigkeit erreichen kann, nur aus Serizit mit wechsellagernden 
hauchdünnen Quarzlagen, und gleicht in verwitterten Stücken oft 
täuschend einem Phyllit. Der Mineralbestand des normalen Quarz- 
keratophyrs ist: Hämatit in kleinen, überaus zahlreichen Schüppchen 
von Eisenglanz, Quarz mit gelegentlicher Birnenform und dicktafeliger 
Albit (Adyoo ANü)- Die Grundmasse dieses ausgezeichnet porphyrisch 
struierten Gesteines besteht nur aus Quarz, Anorthoklas und wenig 


!) Ob Insel oder Kontinentalrand ist nicht zu entscheiden; ich glaube aber 
mit Rücksicht auf die zweifellose Nähe des alten Kontinents eher an letzteren. 
Das sind indessen Nebensächlichkeiten. 


438 H. V. Graber. [8] 


Albit, ihre Struktur ist heute eine streifige und allotriomorphkörnige. 
Wie sie einst gewesen ist, ob granophyrisch oder mikrogranitisch, ist 
nicht einmal angedeutet. Daß sie aber ursprünglich glasig war, könnte 
mit Rücksicht auf die winzige Größe ihrer Bestandteile und ihren 
splitterigen Bruch angenommen werden. Kataklase und Mörtelstruktur 
ist stets zu beobachten. 

Die Bestimmung der Feldspate geschah teils mit Hilfe der 
optischen Methoden von Becke und M. Levy, teils mittels mikro- 
chemischer Prüfung von zuvor optisch bestimmten Spaltblättchen. 
Ebenso wurde nur optisch untersuchte Grundmasse der mikrochemi- 
schen Analyse unterzogen. In ähnlicher Weise wurde mit den seri- 
zitisierten Varietäten verfahren. Es konnte festgestellt werden, dab 
die Serizitbildung stets nur auf Kosten des Anorthoklas stattgefunden 
hat. Die mikrochemische Reaktion ergab stets viel Kali, nur gelegent- 


WNW. 0S0. 


Profil durch den Maschwitzberg. 
Maßstab: 1:25.000 mit !/, Überhöhung. 


D. Ker. = Dynamometamorpher Keratophyr. — D. Qu. Ker, = Dynamometamorpher 

Quarzkeratophyr. — C.S. — Genomaner Sandstein. — B.Z. == Brandungszone. — 

—V, = Verwurf der Nordwestseite. — L. Qu. — Labiatusquader. — B. Qu. = 

Brongniartiquader. — Ph. = Nosean-Nephelin-Phonolith des Maschwitzberggipfels. 
B.@. — Basaltgang im Labiatusquader des Schützenbergels. 


lich etwas Natron und Magnesia. Kalkspat bildet gern dünne Häutchen 
zwischen Serizitlagen. Er enstammt dem Anorthoklas. 


Den Quarzkeratophyr nennt Bieber „Eisenglimmergneis“, 
obwohl kein Eisenglimmer vorhanden ist; er bemerkt ja selbst, daß 
sein „Eisenglimmer“ völlig opak ist. Überdies betont er den porphy- 
rischen Habitus, ohne sich aber in der fehlerhaften Auffassung dieses 
Gesteines beirren zu lassen. Die mehr oder weniger serizitisierten 
und druckgeschieferten Abarten behandelt er wie den: „Eisenglimmer- 
gneis“ als völlig selbständige Sedimentgesteine und unterscheidet: 
„Eisenglimmerschiefer“, „Phyllitgneis“, „Phyllit* und „Talkschiefer“. 

Mit was für Gesteinen der böhmischen Schiefergebirge der 
Keratophyr und Quarzkeratophyr des Maschwitzberges zu vergleichen 
wäre, ist noch unbestimmt; doch vermute ich einen Zusammenhang 
mit den kambrischen, durch Rosiwal bekannt gewordenen Gang- 
gesteinen von Tejrovie. ! 


[9] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 439 


Die Kreideplatte selbst ist zum größten Teile aus grob- 
körnigen Quadersandsteinen zusammengesetzt, die gelegent- 
lich ein feineres Korn annehmen, aber auch förmlichen Kieskonglome- 
raten Platz machen. Die feinkörnigen Abänderungen führen Fossilien 
in bloß gelegentlich erheblicher Menge, die grobkörnigen und konglo- 
meratischen sind noch ärmer an Versteinerungen !) (Lima multicostata 
im Schloßfelsen von Habstein). 

Gar nicht selten aber sind Quader mit Hohlräumen nach zweifel- 
loser, nun gänzlich unkenntlichen Fossilien. Die Wandungen dieser 
Hohlräume sind gewöhnlich eisenschüssig. 

Eine präzise Abgrenzung der zwei bedeutendsten Quaderstufen 
des unter- und mittelturonen Quaders ist oft überaus erschwert und 
erfordert ein schrittweises Vorgehen, da die zahlreichen Verwerfungen 
immer aufs neue zur Aufsuchungen eines bestimmten Horizonts nötigen. 
Die Fossilarmut ist oft geradezu trostlos und trifft man endlich ein 
Petrefakt, so ist es meistens ein ganz unbestimmbarer Steinkern von 
einem zur Stufenfeststellung nicht brauchbaren Tier. 

Petrographisch unterscheiden sich die Quaderstufen gar nicht. 
Als jüngstes sicher bestimmtes Element der mittelturonen Stufe tritt 
ein kalkreicher, feinkörniger Quader mit zahlreichen Scheren von 
Calianassa antigua, nordöstlich von Leipa, bei Pießnig auf. Bieber?) 
hat über diese fossilreiche Schichte referiert und hebt hervor, daß 
sie ohne Bedeckung durch den Mergel der Priesener Schichten in die 
Quader der Chlomeker Schichten übergehe. Dies ist nun nicht richtig; 
denn knapp vor dem westlichen Ende des Dorfes lagern auf den NW 
fallenden Calianassa -Schichten die grauen Mergel des Inoceramus 
Cuvieri, die den Boden und die Umrandung der großen zirkusartigen 
Mulde im SO des Spitzberges bilden und am südlichen Gehänge mächtig 
anschwellen. Biebers Chlomeker Schichten sind die längs 
der Schwoikaer Verwerfung in einen höheren Horizont 
entrückten älteren Glieder der Brongniarti-Stufe. 


Selır problematische Gebilde sind eintweilen noch die absolut 
versteinerungsleeren, mürben Quader von Schießnig, die stellenweise 
mit Tonmergeln der Cwvieri-Stufe in einem Horizont zu liegen scheinen. 
Leider ist nirgends eine scharfe Grenze zu sehen, als am Hasel- 
berge östlich vom Forsthause Vogelbusch bei Aschendorf, 
wo ein schmaler Basaltgang schnurgerade den Sandstein durchsetzt. 
An seinem östlichen Ende schwillt der Gang plötzlich an und zer- 
trümmert sich in umgeschmolzenen, fossilreichen Mergeln mit Inoce- 
ramus Cuwvieri, die deutlich über dem Sandsteine liegen. Es dürften 
hier, nahezu im Zentrum des Senkungsfeldes, kleinere Schollen- 
verschiebungen vom Charakter der Nachsackungen stattgefunden haben, 
wodurch auch das keilförmige Eingreifen mancher Quader in die Mergel 
zu erklären wäre. So »ragt der Dohlenstein bei Zuckmantel 
klippenartig aus den Lettenmergeln heraus, ist aber nur ein erhaltener 


!) Die Armut des modernen Kiessandes an Lebewesen wird von J. Walter 
besonders betont. Lithogenesis der Gegenwart. ‚Jena, G. Fischer, 1894. 3. Teil. 

®?) V. Bieber, Verhandl. d. k.k. R.-A. 1882, pag. 136. Dort auclı die Liste 
der Fossilien dieses petrefaktenreichen Quaders. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd, 3. u. 4. Hft. (H. V. Graber.) 57 


440 H. V. Graber. [10] 


Rest einer abgesunkenen, kalkreicheren Quaderzunge des Aschen- 
dorfer Reviers. 

Ebenso wie die Schießniger Quader sind auch die feinkörnigen 
hellen Quadersandsteine von Bokwen und am NO-Fuße des Münz- 
berges bezüglich ihrer Stellung unsicher. Es finden’sich in ihnen 
lediglich die bogenförmigen, meist °/, cm dicken Wülste, die an 
einem Ende zuweilen birnenförmig anschwellen. Diese Wülste konnten 
in den Quadern und plänerartigen Straten aller Stufen beobachtet 
werden. Trotz eifrigstem Suchen und Versprechen von Belohnungen 
an die Steinbrecher wurde nicht ein Fossil, nicht einmal ein halb- 
wegs als Fossilrest deutbares Stückchen gefunden. 

Wenn die Zuweisung mancher Quader (zum Beispiel des Aschen- 
dorfer Reviers) zur Stufe des /noceramus Bongniarti bestimmt, aus- 
gesprochen wurde, so geschah es stets mit Rücksicht auf die UÜber- 
lagerung der fraglichen Quader durch die immer bestimmbaren Mergel 
der Stufe des Jnoceramus Cuvieri, die durch Basaltgänge von der 
Denudation bewahrt blieben. Für das weite Quadergebiet zwischen 
dem Wilhoscht und Habstein (Sischkenberger Revier) wurde 
eine noch zu erwähnende plänerige Zwischenlage mit Inoceramus 
Bongniarti maßgebend, indem die Hangendschichten dieser Stufe zu- 
gewiesen wurden, ein Vorgang, der stratigraphisch freilich nicht ganz 
einwandfrei ist. 

So viel ist aber gewiß, daß ein großer Teil der Quadersandsteine 
an den Bruchrändern des Senkungsfeldes von Leipa von den älteren 
böhmischen Geologen nur deshalb der Chlomeker Stufe zuge- 
wiesen wurde, weil sie in einem orographisch höhereu Niveau 
liegen. Es konnte aber leicht nachgewiesen werden, daß das oro- 
graphische Niveau mit dem geologischen nicht übereinstimmt und 
einen entgegengesetzten geologischen Charakter hat. 

Eine der sogenannten Übergußschichtung ähnliche 
Schichtenentwicklung des Grobquaders macht sich besonders schön in 
der Umgebung von Neuschloß und Drum bemerkbar. Als Studien- 
objekt eignen sich dazu vortrefflich die Erosionsschluchten des 
Paulinengrundes und das breite Tal des Robitzbaches zwischen 
Neuschloß und Hirnsen. Die horizontalen Liegendschichten sind 
in den tiefen Schluchten noch einige Meter über der Talsohle auf- 
geschlossen, nehmen dann aber eine geneigte Lagerung an, indem sie 
nach oben immer steiler einfallen und schließlich einen Winkel von 
30—33° gegen die Horizontale bilden. Fast regelmäßig erfolgt das 
Steilerfallen der Hangendschichten so, daß die Schichtenfugen sehr 
flach bogenförmig verlaufen. Ich nenne das Phänomen „Löffelstruktur“, 
weil es mit dem Verlaufe der Ränder ineinandergeschachtelter EB- 
löffel die größte Ähnlichkeit hat. Uberall, wo ich bisher Messungen 
vornahm, fallen die Schichten nach SSW mit lokalem Abschwenken 
nach SW. Besonders ebenflächig, mit förmlich linierten Schichtfugen, 
ist diese Schichtung an den Felsen am Abfiuß des Hirnserteiches aus- 
gebildet. Dort läßt sich auch deutlich beobachten, daß sie nach oben 
von einer horizontalen Schicht abgelöst wird. Der Abstand zwischen 
der liegenden und hangenden Horizontalschicht beträgt etwa 10 m. 
Kleinere Erscheinungen dieser Art, wobei der ganze schräg geschichtete 


[11] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 441 


Teil 1/a—1!/; m mächtig ist, sind weitaus häufiger. Das SSW-Fallen 
bleibt aber unter allen Umständen konstant. 


Wo die Übergußschichtung allein entwickelt ist, ein Fall, der 
an den frei aus den Feldern um Neuschloß und Drum ragenden 
Felsen oft eintritt, könnte sie leicht mit einer tektonischen Schichten- 
störung verwechselt werden. 

Bei dieser Gelegenheit sei darauf hingewiesen, daß die hier 
seschilderte Übergußschichtung streng genommen nur eine schräge 
Str andschichtung ist und mit der echten, für Korallenriffe 
eharakteristischen Übergußsschichtung nur im allgemeinen den Ort 
der Entstehung, die Küste, gemein hat. J. Walter (a. a. O. pag. 639 
und 908) betont, daß nur die Ränder der Korallenriffe Überguß- 
sehichtung aufweisen und gibt auch eine Erklärung für ihre Ent- 
stehung, die völlig abweicht von derjenigen der ebenflächigen, 
schrägen Strandschichtung. „Wie ein Zaun, wie eine Reuse umgeben 
die ästigen Korallen den Saum des Korallenriffes, sie umziehen den 
Kalksandhügel, schützen ihn gegen die Angriffe der Wogen und sie 
bedingen es, daß das Kalksediment nicht horizontal ausgebreitet wird, 
sondern vertikal in die Höhe wächst.“ Und weiter oben: „Das Wesen 
der Riffbildung besteht im Sandfangen, im Festhalten des Kalksandes 
am steilen Böschungen, im Fixieren des Sandes innerhalb der brandenden 
Seichtwasserzone.“ Es wäre vielleicht angezeigt, in Zukunft den Aus- 
druck „Übergußschichtung“ nur im ursprünglichen Sinne zu gebrauchen. 
Über die Entstehung der „schrägen Stra ndschichtung“ die 
im Gegensatze zur “echten, an steilen Brandungsufern sich ent- 
wickelnden Übergußschichtung einen flachen Sandstrand voraussetzt, 
referiert J. Walter!) im Anschlusse an Hagen: „Wie Hagen 
und andere durch Versuche gezeigt haben, modellieren die einen gleich- 
mäßig abgedachten Sandstrand treffenden Wellen das Profil desselben in 
der Weise um, daß sich eine Sandterrasse unter Wasser in das Meer 
hinaus auflagert, während gleichzeitig der Sand über Wasser zu einem 
flachen Wall aufgeschüttet wird. Der Strand fällt unter einem Winkel 
von 5—25° gegen das Meer. Wenn nun dieses immer eine neue Schicht 
absetzt, ohne sein Niveuu zu ändern, so bildet sich allmählich ein System 
von geneigten Schichten, welche nach oben von einer diskordanten hori- 
zontalen Schicht abgeschnitten werden. Aber nur selten ist der Bestand 
so regelmäßiger Litoralschichten dauernd. Jeder Sturm verändert ihre 
Form und damit auch ihre innere Struktur.“ 

Das häufigere Auftreten der schrägen Strandschichtung an dem 
einen Orte, ihr vollständiges Fehlen an anderen, erscheint durch ihre 
geringe Beständigkeit hinreichend erklärt. Das konstante SSW-Fallen, 
das nur ausnahmsweise ein südwestliches wird, gibt die Richtung an, 
woher die Transgression kam. Das Meer lag in SSW und dies er- 
weist die Tatsache, daß mit der Annäherung an das kristallinische 
Grundgebirge die Entwicklung der Quaderfazies gegenüber der 
plänerigen fortschritt. Damit hängt natürlich auch die Abnahme der 
Fossilien zusammen. 


!) A. a. O. pag. 838. 
57* 


442 H. V. Graber. [12] 


Die Quadersandsteine sind sehr häufig so reich an limo- 
nitischem und hämatitischem Bindemittel der Quarzkörner, daß ihr 
spezifisches Gewicht ein sehr hohes wird. In den Eisenwerken von 
Hammer wurden die Eisensandsteine des Kummergebirges ver- 
hüttet. 

Die Härte der Eisensandsteine ist eine bedeutende und 
schützt sie vor der Verwitterung. 


Das Auftreten dieser nur lokal in größeren Massen erscheinenden 
eisenschüssigen Sandsteine ist verschiedenartig. Häufig bilden sie 
rötliche Platten als Ausfüllungen der söhligen und saigeren Klüfte. 
Bei der Verwitterung wurden sie ausgespart und ragen gegenwärtig 
als horizontale Söller und vertikale Schilder mit gezackten Rändern 
ins Freie. Ausgezeichnet wurden in diesen Schichten die Fossilien 
konserviert. 


Eine ziemliche Verbreitung haben die Eisensandsteine in der 
Form von Röhren und Schalen. Die Röhren sind meistens einige 
Zentimeter dick. erreichen aber auch die Dimension von einem Dezi- 
meter. Der axiale Hohlraum, dessen Querschnitt bald rund, bald 
viereckig ist, ist mit lockerem Sand erfüllt. Die Eisensandstein- 
schalen haben einen Durchmesser bis zu einem Meter mit 3—5 cm 
dicken Schalenwänden. Auch sie umschließen den eisenfreien Sand- 
stein. Zuweilen sinken die Dimensionen der Schalen bis auf 1), cm 
Gesamtdurchmesser herab. 

Durch die große Widerstandsfähigkeit gegen die Verwitterung 
wurden diese Röhren und Schalen freigelest und bedecken stellen- 
weise in Form von gebogenen Platten, Röhrenstücken, Kugeln und 
an Granatensprengstücke erinnernden Splittern den Sandboden. Man 
trifft sie, oft in Gesellschaft von Quarzitblöcken, auf den abradierten 
Sanden zwischen Oberliebich und Manisch bei Leipa, wo sie 
den Waldboden buchstäblich bedecken, dann auch auf den Feldern 
und in den Wäldchen westlich von Habstein, im Walde der Horka 
von Schwora und an vielen anderen Orten. 


Die Oberflächenbeschaffenheit der losen Eisensandsteinplatten 
ist eine recht interessante. Bald ist sie glatt, mit flachen Ein- 
drücken und einem matten, seidenartigen Schimmer, bald hoch- 
glänzend, wie von einem schwärzlichen Lack überzogen, bald wieder 
von bogenförmigen, parabolisch aus einem Punkte ausstrahlenden 
Runzeln bedeckt. Auch die Röhren- und Schalenfragmente zeigen 
diese Erscheinungen. Bezeichnend für das Aussehen dieser Gebilde 
ist, daß ich in ihnen lange Zeit durch Basalt angeschmolzene Sand- 
steine erblickte, zumal ich die ersten von ihnen stets in der Nachbar- 
schaft von Basalt fand und die Härtung, Eisendurchtränkung etc. als 
Kontaktphänomen ansprach. 


Wir dürfen die beschriebene Oberflächenbeschaffenheit der 
Eisensandsteinplatten und -röhren als ein Werk der korrodierenden 
und polierenden Kraft des Flugsandes betrachten. Auch an Wüsten- 
steinen finden wir die beobachteten Phänomene der Glättung, und die 
lackglänzende schwarze Oberfläche („Wüstenlack“) ist ebenfalls ein 
lang bekanntes Kennzeichen für den Wüstenschutt. Zeitlich verlegen 


(13] Geo].-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 443 


wir die Herausbildung dieser Formen und der noch näher zu beschrei- 
benden Quarzitdreikanter in die Eiszeit, da die Mächtigkeit der Sande, 
in denen diese losen Steine liegen, eine zu große ist, als daß sie 
einen Schluß auf ein jüngeres Alter zuließen, anderseits zwischen der 
Kreidezeit und Diluvium in Böhmen kein Wüsten- oder Steppenklima 
geherrscht hat. Der etwaige Einwand, daß die Polituren durch Ver- 
witterung seit so langer Zeit sich verwischt haben müßten, wird durch 
den Hinweis auf die Erhaltung der feinsten Kritzen in glazialen Ge- 
schieben beseitigt. Es mag aber gern eingeräumt werden, daß auf 
den dürren Heideflächen auch gegenwärtig noch Nachpolituren durch 
den losen, von Stürmen aufgewirbelten Flugsand stattfinden. 

Großes lokales Interesse haben besonders in Leipa von jeher 
die sogenannten „Gewitterkugeln*, und in der Tat. verdienen 
die oft sehr zierlichen, wie künstlich gedreliten Kügelchen auch die 
Beachtung des Geologen trotz ihres gewöhnlichen, konkretionären 
‚Charakters. 

Morphologisch sind die „Gewitterkugeln* mit den großen sand- 
erfüllten Eisensandsteinschalen in Parallele zu stellen; sie unter- 
scheiden sich von diesen bloß durch ihre geringen Dimensionen, die 
zwischen 5 mm und 5cm schwanken. Gewöhnlich haben sie einen 
Durchmesser von 1—1'5 cm. Bekannte Fundorte sind die Felder 
von Manisch und Sonneberg N von Leipa und die Mariannen- 
höhe im kaiserlichen Tiergarten von Reichstadt. Kleine, außerordentlich 
zierliche Kügelchen in ungeheuren Mengen fand ich nebst Plättchen 
von Eisensandstein im (wahrscheinlich oligozänen) Sand beim neuen 
Friedhofe von Petersdorf unter dem SW-Rande des K osel- 
plateaus. Den Namen führen die Kugeln, weil sie nach einem 
Gewitterregen besonders zahlreich auftreten. Der Grund dafür ist ja 
begreiflich, aber die Bevölkerung sieht in den Dingen ähnliche über- 
natürliche Gebilde wie in den Nummuliten des Kahlenberges von Wien. 

Nicht immer ist die Form der „Gewitterkugeln“ kugelig, häufig 
sind sie birnen-, tropfen- und biskuitförmig. Nach dem Zerschlagen 
zeigen sie folgendes Bild. Auf eine äußere, durch winzige Sand- 
körnchen gerauhte, gelbliche Verwitterungsrinde folgt die schwarz- 
braune, auch rötlichschwarze Schale von Eisensandstein, deren Di- 
mension mit der Größe der Kugeln wächst. Das erzige Bindemittel 
ist oft, ja in der Regel Hämatit. Bei einem äußeren Durchmesser 
von 2 cm hat die Schale eine Dicke von 3--4 mm, bei 3°5 cm Durch- 
messer 5—6 mm. Sodann kommt wieder eine dünne Rinde von bald 
rötlicher, bald brauner oder gelber Farbe, je nach der Stärke des 
Verwitterungsgrades, und schließlich eine meist gelbliche, zuweilen 
'auch grünliche Füllmasse, die aus lockerem Sand besteht. Zwischen 
dem Korne des Sandes innen und außen besteht nicht der geringste 
Unterschied. Die innere Rinde und die Schale selbst reagiert stark 
auf Mangan. 

Häufig liegen auf den Fundstätten halbkugelige und kleinere 
Schalenreste von Gewitterkugeln umher, die ihrer Sandfüllung natür- 
lich beraubt sind. Dies hat die älteren Beobachter zu der Annahme 
verleitet, daß auch die ganzen Kugeln hohl sind, was aber niemals 
der Fall ist. Von einigen Dutzend Kugeln war auch nicht eine hohl. 


A44A H. V. Graber. [14] 


Den Versuch einer Erklärung über die Entstehung der Gewitter- 
kugeln gab vor vierzig Jahren K. Watzel?). 

Er beobachtete auf den stark eisenschüssigen Sandsteinen, die 
dem Quader der Mariannenhöhe bei Reichstadt eingelagert sind 
und sich in Gestalt von mehr oder weniger großen Platten aus dem 
mürben Quader leicht herausbrechen lassen, „halbkugelförmige Er- 
habenheiten, die wie Blasen, kleiner oder größer, vereinzelt oder 
dicht gedrängt, auf demselben lagern, so daß es scheint, als ob sie 
aus einer kochenden, dickflüssigen Masse aufgestiegen wären, um 
alsbald zu erhärten“. Sodann beschreibt er die losen „Gewitterkugeln“ 
selbst und bemerkt mit Rücksicht auf ihre verworrene, ungeschichtete 
Lagerung, daß sie als eine Art Kontaktmetamorphose des Quaders 
durch den Basalt anzusehen sind. 


Diese Erklärung ist entschieden unrichtig. Die kleinen „Gewitter- 
kugeln* sind ebenso wie die riesigen sanderfüllten Eisensandstein- 
kugeln konkretionäre Gebilde, wie sie durch Einwirkung von Eisen- 
lösungen auf Sand auch gegenwärtig entstehen, und unterscheiden sich 
nur durch ihre Größe. Es ist auffallend, wie rasch das Eisensalz im 
Sande ausgefällt wird und wie zähe es Quarzkörner verkittet. Man 
hat dies an alten Bomben am Boden des Rheinbettes?) beobachten 
können. Eine Erklärung erfordert nur die Schalennatur der Kugeln. 
Ich knüpfe dabei an das sogenannte „Traube’sche Experiment“ 
an, das vor Jahren viel von sich reden machte; allerdings aus einem 
ganz andern Grunde, da es zur Erklärung der Entstehung und des 
Wachstums von pflanzlichen Zellen verwendet wurde. Wirft man einen 
Splitter von Kupferchlorid in eine wässerige Lösung von gelbem Blut- 
laugensalz, so scheidet sich auf dem Splitter sofort eine amorphe 
Haut von braunem Ferrocyankupfer ab, die nun als Membran zwischen 
zwei osmotisch verschieden wirksamen Medien fungiert. Bei einem 
gewissen osmotischen Überdruck im Innern der zu Anfang des Ver- 
suches mit einer nahezu konzentrierten Kupferchloridlösung gefüllten 
Blase reißt die Membran, verschließt sich aber sofort infolge der 
nun frei stattfindenden Reaktion. So wächst die Blase zusehends bis 
zu einer gewissen Grenze, die erreicht ist, wenn der osmotische 
Gleichgewichtszustand eintritt. Das „Reißen der Membran“ ist nur 
figürlich zu nehmen; wahrscheinlich findet ein Finschieben neu- 
gebildeter Molekel von Ferrocyankupfer in die Lücken zwischen den 
auseinanderweichenden älteren Molekeln statt; denn selbst unter dem 
Mikroskop vollzieht sich der Prozeß zwar schnell, aber ohne sichtbares 
Zerreißen der Membran. 

Bei diesem Versuche entstehen auch sehr häufig dünne, schlauch- 
artige „Traubesche Zellen“. 

Übertragen wir diesen Versuch auf die Natur, so wird man 
zugeben, daß eine von Eisenlösung vollgesogene Sandablagerung des 
Litorals sehr leicht diagenetischen Umwandlungen unterliegt, die sich 


s 


!) Dr. K, Watzel, Beschreibung der im Horizont vou Böhmisch - Leipa 
vorkommenden Gesteine und Mineralien. Programm d. k. k. Obergymnasiums zu 
Bölhm.-Leipa 1861/62. A. a. O. pag. 12—13. 


2) Noeggerath, Verh. d. Niederrh. Ges., November 1855. 


[15]  Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 445 


durch Eisenanreicherungen an der einen, Eisenentziehung an der 
anderen Stelle bemerkbar machen werden. Denn wird zum Beispiel 
unter Mitwirkung verwesender Tiere, zum Beispiel Globigerinen, oder 
Pflanzen der Anstoß zur Ausscheidung des gelatinösen Eisenoxydhydrats 
gegeben, so setzt sofort eine Diffusionsströmung ein, die allerdings 
langsamer verläuft als in einer leichtbeweglichen Flüssigkeit. Wurden 
doch solche diagenetische Wanderungen der Eisensalze selbst in den 
lehmartigen Lateriten?!) zur Erklärung des Wechsels zwischen den 
eisenreichen Knollen und Eisenoolithen mit eisenarmen Zwischenmitteln 
herangezogen. Gleichzeitig entsteht aber auch eine osmotische Strömung 
durch die amorphe Haut von Eisenoxydhydrat hindurch, die so lange 
anhalten wird, bis däs osmotische Gleichgewicht erreicht ist. Es liegt 
dann eine Blase mit einer eisenreichen Haut oder Rindenkruste in 
einem eisenärmeren Medium. 

Die überaus große Häufigkeit mancher Sandfelder an „Gewitter- 
kugeln“ und Eisensandsteinplatten und -röhren darf uns in Anbetracht 
des Umstandes, daß sie ja nur die auf eine Fläche projizierten 
Denudationsrelikte einstens weitaus mächtigerer Ablagerungen sind, 
nicht wundern. Noch in größerer Tiefe ist der lichtgelbe Sandstein 
sehr mürbe. Wo die „Gewitterkugeln“ noch im ursprünglichen Gesteins- 
verbande liegen, ist die Zahl nur lokal eine auffällig große. 

Die Anreicherung des Litoralsandes an Eisensalzen in bedeuten- 
derer Mächtigkeit und großer Ausdehnung ist nach J. Walther 
teilweise auf die Rechnung von Strandmooren zu setzen. Auch 
Dünen enthalten häufig eisenreiche Lagen eingeschaltet, die aber 
niemals so mächtig werden wie die Eisenlager unter den Torfmooren 
der Küste. Der Kreidesandstein unseres Gebietes zeigt diese beiden 
Entwicklungstypen und es ist wohl nicht zu bezweifeln, daß manche 
Felsen alte Dünen sein dürften. Beweiskräftige Schichtungsformen 
konnten aber bisher noch nicht ermittelt werden. 

Um die in den vorigen Zeilen niedergelegte Theorie über die 
Entstehung der „Gewitterkugeln* zu prüfen, wurden folgende Ver- 
suche gemacht. In einem geräumigen Becherglase wurde ein Brei 
von Sand und einer fast kaltgesättigten Eisenvitriollösung angerührt. 
Sodann wurden, um den Verlauf des Versuches beobachten zu können, 
entlang der Innenwand des Gefäßes kleine Stückchen von Atznatron 
bis in die Mitte des steifen Breies eingesenkt, was sehr schnell ge- 
schehen mußte, um einer vorzeitigen Füllung zu begegnen. Es bildete 
sich bereits nach wenigen Sekunden ein amorpher grüner Nieder- 
schlag von Eisenoxydulhydrat, der als dünne Haut das Atznatron- 
stückchen umhüllte. Diese Membran nahm rasch an Dicke und Umfang 
zu und breitete sich schließlich als kreisförmige Projektion einer 
Kugelschale an der Innenwand des Becherglases aus. Nach einigen 
Stunden war ein stationärer Zustand erreicht, indem keine Ausbreitung 
der Membran mehr stattfand. Dagegen reicherte sich die Rindenpartie 
an Eisen an, während das Innere der kugel- und birnenförmigen Gebilde 
sich aufhellte.e. Am anderen Tage war zu sehen, daß die äußerste 


ı) J. Walther, Lithogenesis der Gegenwart. Jena, G. Fischer, 1894, 
Vel. für diese Fragen besonders pag. 591, 700-702, 709, 808 ft. 


446 H. V. Graber. [16] 


Peripherie eine 2—3 mm dicke, scharf abgegrenzte Rinde bildete, 
die bereits so hart war, daß sie dem Eindringen eines stumpfen Holzes 
kräftigen Widerstand leistete. Die nächste innere Zone der Kon- 
kretionen war noch immer schwach lichtgrün gefärbt. Übergänge 
verbanden diese Zone mit der Kernpartie, die eine ähnliche Färbung 
zeigte wie der äußere graue Sandbrei. Nach mehrstündigem scharfen 
Trocknen des Breies konnten die Konkretionen mittels warmem Wasser 
als harte Knollen und Kugelschalen isoliert werden. Diese Versuche 
werden noch fortgesetzt. 

Plänerige Schichten des Turons wurden bisher nur als 
Einlagerung im Quader angetroffen. So erstreckt sich ein im frischen 
Zustande blaugrauer, ziemlich dünnplattiger Pläner (lokal Kalkstein 
genannt) mit zunehmender Mächtigkeit von der Auscha—Sterndorfer 
Verwerfung gegen Süden. Die Schichte ist ziemlich reich an Fossilien. 
Kleine, aber gut ausgebildete Exemplare von Inoceramus Brongniarti 
ermöglichen die Bestimmung der Stufe. Der allmähliche Ubergang 
dieser Plänerschichte in Quadersandstein läßt sich über Hirschmantel 
und Oschitz gegen Dürcheln gut verfolgen. 

Als Baustein taugt dieser Pläner nicht, weil er an der Luft 
bald aufblättert und mürbe wird. Dagegen liefert er ein gutes Binde- 
mittel für den Straßenbau und läßt sich auch zu Kalk brennen. 
Düngungsversuche, die auf Anraten des Verfassers mit diesem Pläner 
gemacht wurden, ergaben auf Sandböden ausgezeichnete Resultate. 

Weite Verbreitung, aber bezeichnenderweise nur in den Tiefen- 
lagen, haben die bisher als die jüngsten Vertreter der marinen Ab- 
lagerungen der Kreide erkannten blauen Tonmergel der Stufe 
des Inoceramus ÜCwvieri (Priesener Schichten, Bakulitentone). 
Sie besitzen eine bedeutende Mächtigkeit. Bei Robitz, am Ausgange 
des romantischen Höllengrundes SW von Böhm.-Leipa, reichen sie 
nicht bloß ziemlich hoch am Gehänge des Koselplateaus hinauf, sondern 
wurden auch bei einer Tiefbohrung (auf Kohle!) in 80 m Teufe noch 
nicht durchschlagen. Hier wechsellagern sie in mächtigen Bänken 
mit 0°5—1'5 m dicken, sehr feinkörnigen Sandsteinen und fallen 
längs der Mittelgebirgsverwerfung vom Drongniarti-Quader des Höllen- 
srundes weg nach WNW ein. Die feinsandigen Zwischenlagen "sind 
vollständig fossilleer, die Mergelschichten aber enthalten hier wahr- 
hafte Riesen von Inoceramen bis 0'5 m? Größe. Außer Inoceramus 
Cuvieri wurde auch ein Wirbel von Inoceramus Brongniarti gefunden. 
Leider wollte es noch nicht geliugen, ganze Exemplare dieser leicht 
zerfallenden Bivalven zu erhalten. 

Aus den Cuvieri-Mergeln am südlichen Gehänge des Spitzberges 
von Leipa wurden zahlreiche wohlerhaltene Vertreter der für diese 
Stufe bezeichnenden Zwergfauna zutage gefördert. Aus der Fülle 
der Aufsammlungen erwähne ich von dieser Fundstätte: Einige Arten 
von Seeigeln, Scala decorata, Turritella multistriata (sehr häufig), 
Nucula semilunaris (sehr häufig), Hamites bohemicus, Baculites sp., 
Dentalium medium, Inoceramus Cuvieri ete. ete. Die Aufzählung aller 
Arten würde hier zu weit führen. 

Auch Ammonitenfunde wurden in den Mergeln dieser Stufe ge- 
macht; ihre Bestimmung konnte noch nicht durchgeführt werden 


[17] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 447 


Die größte bisher konstatierte Mächtigkeit dieser Stufe beträgt etwas 
über 100 »z (Pießnig 240 m — SO-Fuß des Spitzberges bei Leipa 
343 m). 

Von besonderer Wichtigkeit wurde die Fixierung dieser Stufe 
für die Erkenntnis des Leipaer Beckens als Senkungsfeld, ferner 
für die Bestimmung der fossilleeren Quader des weitausgedelhnten 
Terrains zwischen Kosel und Habstein, da am Lettenhübel') bei 
Neuschloß die Cuvieri-Mergel diesen Quader unmittelbar über- 
lagern. Dem „Emscher“ entsprechende Ablagerungen wurden nicht 
beobachtet. Die „Chlomeker Schichten“ der älteren böhmischen 
Geologen erwiesen sich bisher stets als ältere Schichten, anderseits 
als tertiäre Ablagerungen. 

Durch den Ausbau der Lokalbahn Böhm -Leipa—Steinschönau 
wurden in nächster Nähe der Stadt im Hangenden der Cuvieri-Mergel 
dieseiben eigentümlichen Wechsellagerungen von Tonen und Sanden 
bloßgelegt, wie wir sie aus Robitz beschrieben haben; außer schlecht 
erhaltenen Pflanzenresten erwiesen sie sich gänzlich fossilleer. 

Die zumeist in Einschnitten gewonnenen Profile wurden wegen 
Terrainrutschungen zugeschüttet und konnten nur als photographische 
Aufnahmen erhalten werden. Unterhalb des Bahnhofes „B.-Leipa-Stadt- 
park“ waren langgezogene Bänke von feinem Sand mit glimmerführen- 
den Mergeln wechsellagernd erschlossen. Trotz langem Suchen wurden 
nur schlecht erhaltene Blattabdrucke und der Stengelteil einer an 
Bärlapp erinnernden Pflanze gefunden. Dagegen war die Oberfläche 
der durchfeuchteten Mergel- und Sandplatten reich an Kriechspuren. 
Die Mächtigkeit der wechsellagernden Schichten schwankt zwischen 
10 und 50 cm, Streichen h 23, Fallen zirka 100 SW. Länes einer 
flach nach NO fallenden diskordanten Abrasionsfläche und dieser 
parallel aufgelagert folgten auf die liegenden Sande und Mergel 
abermals ähnliche, aber dünner geschichtete Wechsellagerungen von 
dem gleichen Material in einer Mächtigkeit von mehreren Metern. 

In den mürben, gelben Sanden, die weiter unterhalb eine Auf- 
schlußmächtiekeit von etwa 5 m erreichten, konnte neben vertikalen, 
unregelmäßigen Absonderungen auch wellige, untereinander ronparallele 
Absonderungen beobachtet werden, die sich durch ihre breiten, 
bräunlichen Verwitterungssäume scharf abhoben. Eingelagert in diesen 
Sanden fand sich eine große, unregelmäßige, linsenartige Partie von 
3 m Länge und !/, m Dicke, die aus zahlreichen größeren und kleineren 
Mergeleinschlüssen, von eckigen Formen gebildet wurde. Die Mergel 
und Sande erwiesen sich absolut versteinerungsleer. 

Bei dem 150. Kilometerstein der „Böhmischen Nordbahn“ war 
eine Verwerfung bloßgelegt. Die dünngeschichteten Sandwechsellage- 
rungen schnitten längs einer nach Süden fallenden Linie an dem 
gelblichen Quadersandsteine ab, der bei Ober-Liebich und Manisch 
ansteht. Die Verwerfung war beiderseits durch eine 31/, m mächtige, 
sehr eisenschüssige und harte Sandlage begrenzt. Die wechsellagernden 
Schiehten zeigten ein südwestliches Einfallen. 


!) Hier fand Herr Pfarrer P. Hahnel in Halstein außer der sehr häufigen 
Nueula semilunaris schöne Exemplare von Hamites bohemicus und Aporrhais sp. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (H. V. Graber.) 58 


448 H. V. Graber. [18] 


Wo der Weg von der Ziegelei an der Ober-Liebicher Straße 
zur Schleifmühle durch die neue Bahntrace geschnitten wird, waren 
wieder die wechsellagernden Schichten (der Sand 15—20 cm mächtig, 
ebenso, gelegentlich auch mächtiger, die rötlichen Mergel) aufge- 
schlossen mit Streichen N 335°, Fallen 20° WS. Das Streichen und 
Fallen änderte sich stellenweise so rasch und im entgegengesetzten 
Sinne, daß der Schluß auf eine Art Diagonalschichtung nahegelegt 
war, und in der Tat trat unterhalb des Feldkreuzes Kote 282 m, 
2 km vor Manisch, an der rechten Wand des Einschnittes eine etwa 
25 m lange, | m mächtige Linse zutage, an die sich eine zweite an- 
schloß. Sie bestand aus Wechsellagerungen von Mergel und Sand 
mit bemerkenswerter Geröllführung. Bei der Papier- und Schleifmühle 
läuft der Bach auf den blauen Letten der Cuvieri-Stufe. Sie werden 
von den hier beschriebenen Straten überlagert. Knapp vor Manisch 
war die rasch auskeilende und wechselnde Schichtung besonders aus- 
geprägt. Die Mergel nahmen an Mächtigkeit ab, der Sand zu. Die 
Gerölle wurden immer häufiger; das Material bestand aus Granit, 
Kieselschiefer, Hornstein, Quarz und Quarzporphyr. Der Grad der 
Verwitterung dieser Gerölle war ein hoher. Im Hangenden folgte 
eine Lage weitaus frischerer Gerölle der diluvialen Schotterterrasse 
mit Basaltgeschieben. 

Zwischen Manisch und Ober-Liebich, am zweiten, westlichen Feld- 
weg parallel zur Straße, befindet sich am Rande eines Wäldchens 
eine Sandgrube. Zu unterst liegen gelbliche Sande mit spärlichen 
Geröllen (Quarz, gelegentlich ein Porphyrstückchen), darüber eine '/, m 
mächtige Bank von sandigen, glimmerhaltigen Mergeln, die namentlich 
als Besteg angereichert sind. Massenhaft finden sich in diesen Mergeln 
kohlige, plattgedrückte Reste von unbestimmbaren Stengelteilen. 
Darüber kommt wieder Sand mit mergeligen Schichten. Eine Linsen- 
struktur ist schwach, aber deutlich genug ausgeprägt. 

Diesem Sehiehthorizont gehören auch die Sande der Manischer 
Sandgrube an, die frei von Mergeleinlagerungen. zahlreiche und 
sroße Gerölle führen und aus einem System von auskeilenden Schielten 
bestehen. 

Zwischen Manisch und Wolfersdorf liegen deutliche Anzeichen 
vor, daß die geschilderten Schichtenverbände später wieder umge- 
lagert worden sind. 

Bei Schwora wurden die sandig mergeligen Wechsellagerungen 
im Hangenden der Cuvieri-Mergel angetroffen. Ebenfalls fossilleer, 
zeigen sie hier ein UÜberwiegen der sandigen Schichten. Es wurde 
folgendes Profil gewonnen: 

1. Ackerkrume 10—30 cm. | 

2. Mergelund Sand, wechsellagend in dünnen Schnüren, 40 em. 

3. Lockerer Sand mit Tonschmitzen, „Gewitterkugeln“, Ein- 
sprenglingen von Rötel, einem schwärzlichen, an Kohle erinnernden 
Metalloxyd, 5 m. 

4. Blaue Letten der (wvieri-Stufe, an der Luft zu grauen, 
glimmerreichen Mergeln zerfallend, mit zahlreichen verkohlten Pflanzen- 
resten und marinen Fossilien (Arca, Astarte, Nucula ete.). 1 m aufge- 
schlossen, geht in unbestimmte Tiefe, 


[19] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 449 


Die Sande an der Kaiser Franz Josefstraße in Leipa gehören 
sicher dieser Stufe an, der Boden der Stadt Leipa selbst besteht zum 
srößten Teile aus den geschilderten Sandmergelwechsellagerungen, 
die, auf den blauen Cwvieri-Mergeln lagernd, im Hangenden von 
Diluvialschottern begrenzt werden. Nach den von Herrn Lindner, 
städtischem Wassermeister von B.-Leipa, gütigst mitgeteilten Profilen 
übersteigt die Gesamtmächtigkeit der Wechsellagen an keiner Stelle 
den Betrag von 5—6 m. 

In der Umgebung von Niemes kann man sich ebenso wie in 
der Sommerschen Ziegelei in Altleipa von dem vorbasaltischen 
Alter der Sandmergelwechsellagerungen überzeugen. Dort sind am 
Gehänge des Wachberges, zwischen Barzdorf und Niemes, 
mehrere Ziegeleien mit guten Aufschlüssen. 

Der Sand dominiert entschieden über die Mergeln. Einige gegen- 
wärtig stark verwitterte Gänge und Lagergänge von Basalt haben die 
Ablagerungen im Kontakt verändert. Die Mergel sind gefrittet und 
umgeschmolzen, der Sand in Sandstein mit Säulenabsonderung um- 
gewandelt. Die Mergel zerfallen in polyedrische Stücke, die Sande 
zu Säulchen mit scharfen Kanten und polygonalem Querschnitt. In 
der ersten Ziegelgrube beim Bahnhofe Barzdorf zeigt der Sand- 
stein ein an S-förmige Faltung erinnerndes Bild, doch kann man sich 
leicht überzeugen, daß diese Erscheinung mit einem Faltenwurf nichts 
gemeinsam hat, sondern lediglich auf einer bogenförmig verlaufenden 
Säulenabsonderung beruht. Fossilien wnrden nicht gefunden. 

Zweifellos liegt dieser Säulenabsonderung eine bestimmtere Ur- 
sache zugrunde, als die bloße Einwirkung der Hitze des Basalts; 
denn sonst müßte man sie auch in den älteren turonen Quadern be- 
obachten, die so häufig von großen und kleinen Gängen durchzogen 
sind. Das Wahrscheinlichste ist, daß dieses Phänomen nur in lockeren 
Sanden von mehr oberflächlicher Lagerung ausgebildet werden konnte; 
denn in tieferen Lagen erfolgte die Auskühlung zu langsam und unter 
einem zu starkem Druck der hangenden Schichten, um eine Los- 
lösung in Säulen zu bewirken. 

Eine direkte Auskunft über das Alter der in den vorigen Zeilen 
behandelten Ablagerungen ist an keiner Stelle geboten, doch scheint 
nach ihrem ganzen Charakter, dem sprungweisen Wechsel der Fazies 
in Form konkordanter Wechsellagerungen von Sand und Mergel für 
ein tieferes Entstehungsbereich im Litoral zu sprechen. Wohl mögen 
auch festländische Bildungen unter ihnen sein, teils Transportmassen 
von Flüssen, teils Dünenrelikte, ohne daß es wegen des Fehlens aller 
Anhaltspunkte über die Anwesenheit animalischer Lebewesen möglich 
wäre, einen sicheren Schluß auf Alter und Art zu ziehen. Wir dürften 
uns indessen vom Richtigen nicht zu weit entfernen, wenn wir die 
Entstehung dieser litoralen Straten in die Zeit versetzen, als sich das 
turone Kreidemeer nach SW hin zurückzog, also etwa an die untere 
Grenze des „Emscher“. Heute haben diese jüngsten Kreideablage- 
zungen im Gebiete des Kartenblattes eine charakteristische Stellung, 
insofern sie gemeinsam mit Üwvieri-Mergeln die großen, durch Sen- 
kungen entstandenen Depressionen am Rande der Quaderplatte er- 
füllen, wo sie nun nach der teilweisen Entfernung der jüngeren 

58* 


450 H. V. Graber. [20] 


Sedimente des Tertiärs entblößt liegen. Auf den Höhen der Kreide- 
tafel suchen wir sie vergebens; dort erscheinen als jüngste kretazische 
Ablagerungen die Brongniarti-Quader und nur vereinzelt die durch 
Basalt gefestigten und vor der Abtragung bewahrten Reste der einst 
ausgedehnten und mächtigen Cuvieri-Mergel als Beweis der kräftig 
wirkenden postkretazischen Denudation. 


So wurden diese Ablagerungen besonders wertvoll für die end- 
gültige Erkenntnis des Leipaer Beckens als Senkungsfeld. Durch sie 
wurde auch der Beweis erbracht, daß die von Nord nach Süd 
gestreckte, 5 km breite Talung von Grünau bei Niemes 
ein Grabenbruch ist, der an der östlichen und west- 
lichen Flanke von Basaltaufbrüchen begleitet wird. 
Die östliche Reihe wird gebildet durch den Roll, Limberg und 
Tölzberg, die westliche durch den Kamnitzberg, Wellnitz- 
berg und Laufberg. Der Graben setzt sich nach Norden in das 
Blatt Haida fort. 

Im Innern des Grünauer Grabens und des Senkungsfeldes von 
Leipa sind Basaltergüsse ziemlich verbreitet. 


Obwohl ein Gesamtbild der tektonischen Vorgänge im Bereiche 
der Quaderplatte noch nicht gegeben werden kann, so haben die 
Beobachtungen doch bisher ergeben, daß weit mehr Verwerfungen, 
beziehungsweise Störungslinien die eintönigen Sandsteine durchziehen, 
als man auf den ersten Blick annehmen möchte. 


Besonders scharen sich die Störungslinien und Verwerfungen 
am Rande des Leipaer Senkungsfeldes, das bei Niemes mit 
dem Grünauer Graben zusammenhängt. Malerisch ist die Land- 
schaft am nördlichen und westlichen Bruchrande, wo die Ergußruinen 
des Mittelgebirges in Form einer grünen Bergmauer abbrechen, durch 
die sich der Polzen in elbwärts gerichtetem Laufe sein enges Tal 
gesägt hat. Von den peripheren Bruchrändern aus dringen mehrere 
Störungslinien in das Innere der Kreideplatte. Von Robitz verläuft 
eine Bruchlinie in SW-Richtung über die Kosel gegen Auscha, wo 
sie mit dem Egerbruche zusammentrifft und die Südgrenze des Mittel- 
sebirges geologisch und morphologisch zum Ausdrucke bringt. Bei 
Littnitz vereinigt sich diese radiale Bruchlinie mit den peripheren 
Störungszonen der Teichtalung zwischen Drum und Hirschberg. 
Über Haida läßt sich der Egerbruch noch weiter nordwärts bis 
zum Elbbruch (Lausitzer Verwerfung) verfolgen. Der Störungs- 
richtungen im Gebiete des Aschendorfer Quadersandsteines 
ist bereits gedacht worden. In ihrem weiteren Verlanfe liegt das 
Polzental von Straußnitz bis Tetschen. 


Eine morphologisch bedeutende Stellung nimmt innerhalb der 
Bruchlinien im Süden des Senkungsfeldes von Leipa das Kummer- 
sebirge ein als ausgezeichnetes Beispiel für einen rings von 
Sprüngen umzogenen Horst. 

Die südliche Bruchlinie der zerfurchten Platte des Kummer- 
sebirges ist zugleich die nördliche Grenze der großen Teich- 
talung, die vonNeuschloß an eine deutliche SO-Richtung besitzt. 
Hier ragen zahlreiche isolierte Kuppen auf und verleihen der Um- 


[21] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 451 


gebung des seenartigen Hirschberger Teiches einen hohen land- 
schaftlichen Reiz. 

Noch auffälliger als am Südbruche des Kummergebirges 
ist die Wechselbeziehung zwischen eruptiven Ergüssen und Bruch- 
linien am westlichen Abbruch ausgeprägt. 

Diese Bruchlinie ist hier durch den staffelförmigen Abfall des 
Kummergebirges deutlich vorgezeichnet und verläuft von SW 
nach NO. Die Sprunghöhe beträgt über 100 m. Noch im Kummer- 
gebirge selbst, aber bereits hart an der Bruchstelle erhebt sich 
weithin sichtbar der buchengekrönte Basaltaufbruch des Eichberges 
bis zu einer Höhe von 461 m. 

Außerhalb der Bruchlinie erheben sich dichtgedrängt auf dem 
kleinen Raume zwischen Rehdörfel und dem Kummergebirge 
die Mickenhaner Steine, durchwegs phonolithische und basal- 
tische Aufbrüche. Der Bruchlinie zunächst und mit ihr parallel streicht 
der schmale Phonolithrücken des „Langen Berges“, von dessen 
klippigem Kamm aus ein sehr instruktiver Blick auf den geologischen 
Charakter der nächsten Umgebung geboten wird. 

Die übrigen Kegelberge sind durchweg basaltisch. Unter ihnen 
schwingt sich der schwarze Felsenturm des „Kahlsteines“ bis zu 
420 m empor. Sein Gestein zeigt sehr schöne, säulenförmige Ab- 
sonderung. Mit dem benachbarten Meichelsberg (Malcherberg 
der Karte) bildet er eine Gangruine. Auffällig ist der Olivin-' 
reichtum des Kahlsteinbasalts. Stellenweise ist der schwarze 
Felsen wie gespickt von großen und kleinen „Olivinbomben“. Neben 
kopfgroßen, selten größeren Exemplaren dieser Primärausscheidungen 
eines magnesiareichen, aber tonerdearmen Magmas finden sich noch 
faust- bis haselnußgroße, stets abgerundete Knollen. Ihr Habitus 
gleicht völlig dem grobkörnigen Olivingesteine des Ultentales, be- 
ziehungsweise dem des mächtigen Ganges, der den Grat Zoccolo— 
le Mandrie zwischen Ulten- und Rabbital durchquert. Neben 
den grünen Körnern des Olivins finden sich stets Bronzittäfelchen, 
Chromdiopsid und Spinell. 


Wie in allen Gang- und Deckenbasalten tritt der Olivin auch 
hier als alter, individualisierter Gemengteil auf, freilich nur in Form 
von Körnern. Kein Basalt im Kartengebiet führt aber den Olivin in so 
zahlreichen und großen Körnern wie der des Kahlsteins und 
Meichelbergs. Als Seltenheit fand ich einen individualisierten, 
vollständig frischen Olivin von der Größe einer Kinderfaust. 

Selbst die frischesten Olivine sind von unregelmäßigen Sprüngen 
durchzogen. Die Sprungkanäle sind öfters von gelblicher Glassub- 
stanz erfüllt. 

Der Bronzit der Olivinknollen ist eisenreich, das konoskopische 
Bild von Spaltblättchen homochromatisch. Der Diallag bildet stets 
kleinere Körner als der Bronzit und ist überreich an Einschlüssen. 


Der Kahlsteinbasalt führt außer Olivinknollen noch Einschlüsse 
anderer Gesteine in verschiedensten Größen. Am häufigsten sind 
umgeschmolzene Einschlüße von Granitit und Sandstein, seltener 
solche von Glimmerschiefer und einem noritartigen Gestein. 


452 H. V. Graber. [22] 


Die Granitite entbehren jedes glimmerartigen Minerals. An 
seiner Stelle hat sich ein pleonastähnlicher Spinell und farbloser 
Augit gebildet. Der Spinell bildet zierliche Kriställchen, sehr häufig 
zu „Wolken“ (Rosenbusch) gehäuft, der Augit umschließt kranzartig 
die von Eaiıschen Sprüngen durchzogenen, resorbierten Quarze, 
die in einer Glaszwischenmasse eingebettet sind. Die Feldspate (Oligo- 
klas) sind von der Resorption weniger betroffen worden, zeigen aber 
stets die randliche Kassettenstruktur Foullons. Die von Foullon 
als Feldspat gedeuteten rhombischen Neubildungen konnten als Kor- 
dierit bestimmt werden. 


Die Sandsteineinschlüsse liefern das in der Literatur bekannte 
Bild. Einzelne fleckenartige Partien der Dünnschliffe sind schwärz- 
lich bestäubt von einem unbestimmbaren Mineral. Die Einschlüsse 
vonNorit sind gar nicht resorbiert und sehenso intakt 
aus, daß man sie eher für einePrimärausscheidung, als 
für fremde Gebilde halten möchte. 


Der zeolithenberühmte Neubauerberg besteht aus Hormm- 
blendebasalt, der als Schlotausfüllung in einem Tuffmantel steckt. 


Uber die geologischen und petrographischen Beobachtungen an 
den Mickenhaner Steinen wird im nächsten Jahre ausführlich be- 
richtet werden. 


In das Bereiche der Störungslinie am Nordrande ar Teichtalung 
Drum—Hirschberg gehört auch der Hölzelberg. Er bildet einen 
unscheinbaren flachen Hügel zwisehen km 746 und km 744 an der 
Straße von Leipa nach Habstein und erhebt sich sehr nahe am West- 
ende des Hirnserteiches aus den versteinerungslosen Quadern der 
Stufe des Inoceramus Brongniarti. Das Gestein ist ein stark zersetzter 
Hornblendebasalt mit ausgezeichnet periradial struierten Säulen. In 
den hellgebleichten aus Eruptivbreccie bestehenden Tuffmantel zweigt 
ein saigerer Gang ab. 


Das Innere des Schlotes ist durch einen alten, nun verlassenen 
Steinbruch kraterartig erschlossen und enthüllt. zahlreiche instruktive 
Einzelheiten. Beim Eintritt fällt sofort ein kolossaler Einschluß (11 m 
Durchmesser und 6 m Höhe) von schwärzlichen Mergeln auf, die 
überreich sind an den zierlichen Formen der für die Tone der 
Stufe des Jnoceramus Cwvieri bezeichnenden Zwergfauna. Bei der 
gewaltigen Größe dieses Einschlusses und eines nur etwas kleineren 
zweiten, der im Hangenden eine Partie von Quader trägt, auch mit 
Rücksicht auf die stratigraphischen Verhältnisse und endlich in An- 
beracht der geringen randlichen Kontakterscheinungen dürfen’ wir 
schließen, daß diese Massen bei der Eruption in den Schlot gestürzt 
sind, also ‚auf gleiche Weise in das Magma gebettet wurden, wie die 
gewaltige Tufkugel von 4 m Durchmesser mitten im Basalt des Neu- 
bauerberges. Außerdem befindet sich im Basalt ein etwa Kubikfuß 
großer, zu Porzellanjaspis gefritteter Mergeleinschluß. Die ausge- 
bleichte Eruptivbreccie, der zersetzte Basalt und die Mergeleinschlüsse 
wurden vom Verfasser als Düngungsmittel für die Sandböden der 
Umgebung empfohlen und von den Ökonomen mit großem Erfolge 
benützt. 


[23 Geol -petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 453 


Die Störungslinie am 'Südrande der Drum—Hirschberger Teich- 
talung wurde. bisher erst in ihrem Abschnitte zwischen Littniz und 
Habstein studiert. Bei Littniz, wo die als Fortsetzung des Eger- 
bruches verlaufende Verwerfung Auscha-—Sterndorf am 
Nordrand des domartig sich aufwölbenden Wilhos cht (610 m) vor- 
überzieht, sind am rechten Bachufer die zu einem zähen Letten ver- 
witterten Cuvieri-Mergel aufgeschlossen. Sie ziehen sich über Rein 
am Gehänge des Wilhoscht empor, werden aber schließlich durch 
versumpfte Wiesen und Gerölle verdeckt. Nördlich von dieser Bruch- 
linie erhebt sich aus der Niederung die plateauartige Tuffunterlage 
einer einstigen großen Basaltdecke, von der bloß der spitzkegelförmige 
Rhonberg erhalten blieb. Hart an der Sandsteingrenze, in etwa 
340 m Seehöhe, treten zwei tuffumhüllte Basaltgänge zutage. Im Tuff 
liegen unter anderem viele Auswürflinge eines phonolithartigen Ge- 
steines mit zahlreichen idiomorphen, rötlichen Glimmerblättchen. Un- 
mittelbar am Bruchrande selbst, an der Ausmündung der Sterndorfer 
Straße in die kleine Ebene von Littnitz, ist rechts im Sinne des 
Anstieges ein ziemlich mächtiger Gang von dichtem Basalt im Tuff 
aufgeschlossen, der mit der Verwerfung parallel läuft. 


. Der Sandstein ist der nämliche Grobquader wie auf der West- 
und Südseite des Wilhoscht. Während er aber auf diesen Seiten 
ungestört liegend in mächtigen: horizontalen Bänken bis in eine Höhe 
von 550 m emporreicht und in großartigen Wänden gegen Sterndorf 
abstürzt, ist er auf der Ostseite steil geschleppt und zieht sich bloß 
bis in eine Höhe von etwa 480 m empor. Die Grenze gegen den 
Gipfelphonolith ist hier durch Gehängeschutt verdeckt. Die Zuge- 
hörigkeit des versteinerungsleeren Quaders zur Brongniarti-Stufe wurde 
aus dem Grunde angenommen, weil auf der Westseite eine plänerige 
Zchwischenschichte mit Jnoceramus Brongniarti zutage tritt, die zu 
beiden Seiten der Sterndorfer Schlucht im gleichen Niveau liegt und 
die Quader unterteuft. Auf der Ostseite konnte diese Schicht, die 
noch auf der Südostseite des Berges gut aufgeschlossen ist, trotz der 
günstigen Gesteinsentblößung weder im Niyeau der Westseite noch 
überhaupt angetroffen werden. 

Der Gipfelphonolith bildet eine flache Kuppe mit verti- 
kaler Plattenklüftung. Das Gestein ist reich an Tafeln von Sanidin, 
die bis: l cm groß werden. Der Quader der Westseite ist an der 
unmittelbaren Grenze gegen den Phonolith außerordentlich hart und 
bildet eine kiesige Breccie mit quarzitischem Bindemittel. 

Es ist nach diesen Ausführungen nun nicht länger zu zweifeln, 
daß der Wilhoscht trotz seiner verloekenden „Kuchengestalt“ kein 
Lakkolith !) ist. In so groben, spröden Sandsteinen erlischt die Mög- 


) Ich. hielt es für notwendig, auf diesen Umstand hinzuweisen, weil die 
meisten populären Schriften den Wilhoscht geradezu als klassisches Beispiel 
eines Lakkolithen behandeln. Dies ist auch der Fall im Kapitel „Geologie“ der 
„Heimatskunde des polit. Bezirkes B.-Leipa“ (herausgegeben vom Bezirkslehrerverein, 
1. Heft, 1. . Lieferung 1904). Der anonyme Verfasser dieses Kapitels behandelt 
Dinge, denen er gar nicht gewachsen ist, in einer Weise und mit einer Unkenntnis 
der allerelementarsten Lehren der Geologie, wie man sie nicht einmal von einem 
Volksschullehrer vergangener Jahrzehnte hätte erwarten dürfen. 


454 H. V. Graber. [24] 


lichkeit einer Schichtenaufwölbung, zumal ja die Mächtigkeit der 
Schichten keine so bedeutende war, daß ihr Druck die Liegend- 
schichten hätte plastisch machen können. Bei der Sprödigkeit des 
(QQuarzes ist es überhaupt ausgeschlossen, daß man irgendwo im Ge- 
biete der Kreideplatte Lakkolithen mit einem periklinalen Quader- 
mantel antreffen könnte. 


Im Bereiche der Störungslinie liegen noch die kleineren Basalt- 
durchbrüche beim neuen Friedhof von Hohlen und am Letten- 
hübel bei Neuschloß. 


Eine außerordentlishe morphologische und geologische Selbst- 
ständigkeit besitzt das weite, bereits dem Mittelgebirge angehörige 
Koselplateau. Es umfaßt mit seinen Flanken ein Gebiet von über 
30 km? und reicht von Neustadtl bis Drum, von Waltersdorf 
bis Robitz. Die Kosel ist wohl die größte Basaltdecke des Karten- 
blattes und bildet den letzten östlichen Anteil des Mittelgebirges 
gegen das Senkungsfeld von Leipa. Der Olivinbasalt ruht im südlichen 
Abschnitt auf Lapillituff, der eine Mächtigkeit von 70 m erreicht und 
an der Basaltgrenze einen sehr ergiebigen wasserhaltenden Horizont 
repräsentiert. Im Koselberg (596 m) wird die Basaltdecke gegen 
150 m mächtig, nimmt dann nach Norden rasch an Mächtigkeit ab, so 
daß stellenweise zwischen Neuland und dem Königsberge die 
die nördliche Unterlage bildenden weißen Sande des Oligozäns zutage 
treten. Am Königsberg bildet die Decke einen imposanten Wand- 
absturz von 50 m Höhe. Ausgedehnte Halden von gewaltigen, zum 
Teil viele Kubikmeter messenden Blöcken erfüllen den westlichen 
Abhang des Königsberges. An einer Stelle haben sich einige 
Blöcke so aneinandergelegt, daß sie eine Höhle frei lassen, die man 
hier „Krater“ nennt und als Sehenswürdigkeit bezeichnet, obwohl an 
weit interessanteren Naturgebilden in der nächsten Nähe kein Mangel 
ist. Am Nordgehänge ragt ein schwarzer Felsenzahn, der basaltische 
Ertelsberg, aus dem Tuff und bezeichnet den von der Denudation 
bloßgelegten Ausbiß eines Basaltganges. Am westlichen Fuße des 
Plateaus, im Tale von Waltersdorf, sind überall Aufschlüsse der 
fossilreichen, von den weißen Sanden des Oligozäns überlagerten 
Cuvieri-Mergeln anzutreffen, während der Sockel der Nordseite aus 
dem Grobquader der Brongniarti-Tuffe zusammengesetzt ist. 


An der östlichen Flanke des Koselplateaus erhebt sich aus den 
Mergeln, deren Zugehörigkeit zu den Cuvieri-Mergeln nicht mit Be- 
stimmtheit erkannt wurde, das periklinale Plattengewöllbe des phono- 
litbischen Münzberges. Das schöne Gestein, von dem ich leider 
noch keine Schliffe besitze, erinnert eher an ein körniges Gestein und 
hat einige Ähnlichkeit mit dem sogenannten Phonolith des Kleis- 
berges bei Haida. 


Nirgends ist hier ein unmittelbarer Kontakt des Phonoliths mit den 
Mergeln zu sehen, so daß kein Anhaltspunkt über die Art der Eruption 
vorliegt; denn die modellartige periklinale Wölbung der großen Platten, 
die auf dem Gipfel horizontal liegen, an den Flanken immer steiler 
werden, spricht ebensogut für eine Quellkuppe als für einen Lakkolithen. 
Gegen die „Stange* taucht der Phonolith unter die bald gröberen, 


[25] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 455 


bald feineren Quader (Stufe?) hinab, die am unmittelbaren Kontakt 
gefrittet sind. 

Oberhalb von Schneiders Ziegelei in Robitz, an der Straße 
nach dem Dorfe Kosel, liegen kolossale Blöcke von Basalt, die. eine 
schmale Ellipse einschließen. Die Mergel sind zunächst diesen in 
Lehm gebetteten Blöcken gefrittet. Die Auffassung dieser Blöcke als 
Reste einer stromartigen Zunge der Koseldecke dürfte wohl die 
richtige sein. Hier befindet sich auch ein nun aufgelassenes Bohrfeld, wo 
vor einigen Jahren auf Kohle gegraben wurde. Aus einem in die Cuvieri- 
Mergel abgeteuften Schacht wurden Lignitstämme heraufgefördert. Die 
Markstrahlenblätter dieser schlecht brennenden Kohle sind mit Mar- 
kasit imprägniert. Häufig wurden harte Kalkkonkretionen gefördert. 
In meiner Sammlung befindet sich eine solche Kalkkugel mit einem 
Einschluß von Lignit. Sowohl der Kalk wie der Ligniteinschluß sind 
von Serpulidenröhren durchzogen. 

Nach Auffindung eines Haifischzahnes wurden die von Haus aus 
aussichtslosen Bohrungen aufgegeben. 

Zwischen dem Münzberge und den großen Basaltblöcken bei 
Schneider’s Ziegelei liegt in den sumpfigen Wiesen gelegentlich 
ein Aufschluß von sehr hellen Tonmergeln, die in feuchtem Zustand 
einen außerordentlich zähen Letten bilden. Hier holten die einst be- 
rühmten Töpfer Leipas ihr Material. Die Grenze dieser fossilleeren 
Tone, deren stratigraphische Stellung noch zweifelhaft ist, gegen die 
Lapillituffe der Decke liegt in einer Höhe von 370 m. 

In das Bereich der Kosel gehört auch der Basaltgang nördlich 
von Quitkau. 

Durch den Polzen vom Koselplateau getrennt, erhebt sich östlich 
von Schönborn der Mühlberg. Die Unterlage wird von fein- 
körnigen, weißen Sanden (des Oligozäns?) gebildet, auf denen die 
Reste einer ziemlich mächtigen Decke von Olivinbasalt lagern. Am 
westlichen Abhang liegen Anzeichen vor, daß sich hier ursprünglich 
zwei durch eine Tuftlage getrennte Decken ausbreiteten. 


Der kleine, aus der Ebene von Leipa aufragende Kahle Berg 
besteht aus geschichteten Basalttuffen (Brockentuff) mit faustgroßen 
und kleineren Knollen einer obsidianartigen Masse, die sich bei näherer 
Untersuchung als Augit erweist. Außerdem führt dieser Tuff abge- 
rundete Knollen von Olivinbasalt in der Größe einer Erbse bis zu 
einem Kubikfuß. Anstehender Basalt tritt an keiner Stelle zutage. 

Von den übrigen Basaltaufbrüchen im Gebiete der Karte wurden 
besonders der Basaltgang des Haseldammes und Klitschen- 
berges sowie die Basalte der beiden Horken untersucht und aus- 
geschieden. 

Der Haseldamm, 1 km östlich vom Forsthaus Vogelbusch bei 
Aschendorf, durchzieht in nahezu west-östlicher Richtung den 
fossilleeren Quader und bildet mit den zu beiden Teilen erhaltenen 
Quaderresten einen natürlichen Damm von etwa 0°5 km Länge. 

Weiter östlich wird der Damm von einem künstlichen Abfluß 
(Schlucken) des Schießniger Teiches durchbrochen. Hier beobachtet 
man die schwebende Lagerung des Sandsteines und eine ausgezeichnet 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (H. V. Graber.) 59 


456 H. V. Graber. [26] » 


entwickelte Absonderung parallel dem Streichen und Fallen des 
Basaltganges: N 1100 S, Fallen 72° N. 

Der Sandstein ist stark verwittert, gelblich gefärbt. Man vermißt 
auf den ersten Blick die erwarteten Kontakterscheinungen. Bei näherer 
Untersuchung aber entdeckt man im mürben Gestein frische, außer- 
ordentlich harte Reste mit dem charakteristischen matten Schimmer 
der gefritteten Quarzsandsteine. Dies ist umso bemerkenswerter, als 
schon wiederhoit das Fehlen von Kontakterscheinungen an Quarz- 
sandsteinen betont wurde mit der Begründung, daß an einem Sandsteine 
nicht viel zu fritten ist. 


Im Durchbruche des Baches ist der Basalt selbst nicht aufge- 
schlossen, da er einige Schritte neben dem Damme auf der Nordseite 
vorbeistreicht und sich mit den zahlreichen Gängen des Haselberges 
vereinigt, die sich in den zu Porzellanjaspis gebrannten, schon an 
einer anderen Stelle erwähnten Cuvieri-Mergeln zertrümmern. 


Sehr lehrreich ist der Aufschluß auf der Südseite des. Hasel- 
berges. In einem lockeren Gemenge von Quarzbrocken, abgerundeten 
Tonmergeln und Sandsteinfragmenten, das nach dem Habitus zu 
schließen eine (oligozäne?) Flußablagerung sein dürfte, sind einige 
Basaltgänge aufgeschlossen. 

An der Sohle zunächst ein mächtiger Gang mit schräg unter 45° 
gegen Süden fallenden Säulen, durchbrochen von schmäleren, jüngeren 
Gängen. Am Salband der Gänge entlang zieht sich beiderseits ein 
ziemlich breiter Streifen von stark gefrittetem Konglomerat. Die 
Füllmasse ist zu einem dunklen Glas geschmolzen, nur die Quarze 
haben ihre eckig-rundliche Form behalten. Es gelingt nicht leicht, 
ein Handstück aus dieser Kontaktzone zu schlagen, da die Masse in 
kleine Säulen von etwa 10 cm Länge und 2—8 cm Dicke zerfällt. 
Dagegen erhält man hübsche Stücke von Basalt mit der Kontaktzone. 


Das westliche Aufschlußende des Haseldammes bezeichnet noch 
nicht das Ende des Basaltganges überhaupt. Vielmehr sprechen 
deutliche Anzeichen, zum Beispiel die Basaltblöcke des Vogelbusches 
in der geraden westlichen Verlängerung des Ganges für sein Weiter- 
streichen bis in den „Galgenhübel* (Kote 280 nordöstlich vom 
Wh. 251). Die benachbarte „Schinderhorka“ wird aus einem 
grobkörnigen, sehr harten Quader zusammengesetzt. Von Basalt ist 
hier aber keine Spur zu sehen, so daß die Ursache dieser in der Tat 
sehr auffälligen Härte des quarzitartigen Gesteines im dunklen liegt. 


Das Eruptivgebiet der Schworer und Schießniger Horka 
nimmt den kleinen Raum zwischen dem Polzen einerseits, Schwora 
und Schießnig anderseits ein. 

Das zersetzte Gestein der Schworer Horka bildet einen Gang 
im Brockentuff, aus dem sehr schöne und klare Kalkspatdrusen in die 
Sammlungen wandern. Südwestlich vom Gipfel, im Walde, strebt aus 
dem lockeren weißen Sande ein kleiner Gang von Olivinbasalt schief 
nach aufwärts mit etwa 8 cm dicken Säulen, die senkrecht zur Gang- 
richtung stehen. Die Säulen zerfallen in kugelige Polyeder. 

Die Schießniger Horka besteht aus dem Ausgehenden eines 
auf der Südostseite von Tuff umhüllten Ganges von Olivinbasalt. 


[27] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 457 


Der Klütschenberg zwischen Schießnig und Hermsdorf ist 
ein zierlicher, steiler Kegel von geringer Höhe. Im Zentrum eines 
Mantels von Eruptivbreccie steckt der Stiel von Hornblendebasalt mit 
modellartig periradial orientierten Säulen. Nach Osten zieht sich einige 
hundert Schritte weit ein Gang im Tuff, der am östlichen Ende zu einem 
Hügelchen anschwillt und eine Scholle von gefrittetem, in Säulchen 
abgesonderten Mergel umschließt. Auch kleinere, stärker gefrittete 
Einschlüsse finden sich vor. Die fossilreichen Mergel führen unter 
anderem Trochus sp., Nucula transiens und seminularis, Turritella 
multistriata, Dentalium medium. Inoceramen wurden nicht gefunden. 


Die Umgebung des Klütschenberges besteht aus altdiluvialen 
Schottern, die den fossilleeren Quader bedecken. 

Von großem Interesse sind die eigentümlichen, eher geröll- als 
tuffartigen Massen, die nächst der Mühle von Bokwen bei Pihl, 
NO von Leipa, durch einige mächtige, hochgradig zersetzte Basalt- 
gänge von der Abtragung bewahrt blieben. Außer Mergelknollen, 
Platten und Brocken von Sandstein und Pläner finden sich auch große 
und kleine eckige und runde Stücke von Phyllit, Granitit und Quarz- 
porphyr, aber kein loser Basalt. Mit der von einigen Fachgenossen 
geäußerten Ansicht, daß diese Gesteine durch die Eruptionsvorläufer 
des Basalts aus der Tiefe emporgerissen wurden, kann ich mich 
hier ebensowenig befreunden wie am Haselberg. Ich sehe vielmehr 
in diesen Gebilden alttertiäre Geschiebe, die eben nur dort erhalten 
wurden, wo sie der Basalt gefestigt hat. Eruptive Tuffe und Explosions- 
breccien sehen entschieden anders aus. 

Der zersetzte Basalt ist durchzogen von zahlreichen, mit schönen 
Kalkspatdrusen bekleideten Sprüngen. 

Die Melilithbasalte des Spitzberges, Langenauerberges 
und Kottowitzer Berges sind Deckenrelikte. Besonders deutlich 
ist dies am Langenauer Berg bei Haida zu beobachten. Dort zieht 
sich nach den Beobachtungen von H. Vetters der feine weiße Sand 
des Oligozäns unter dem Berge durch. Tiefe Stollen sind in dieses 
Material getrieben. 

Beim Bahnbau Böhm.-Leipa—Steinschönau wurden einige Basalt- 
gänge durchschlagen. Der Einschnitt im Lapillituff oberhalb der 
Kirche von Wolfersdorf lieferte schöne Aufschlüsse und außer- 
ordentlich frisches, sonst nur in lockeren Massen vorhandenes Material. 
Braunkohlenstückchen und gebleichte Einschlüsse von Baumstämmen 
und Spänen wurden häufig gefunden. Mächtige Blöcke von Basalt 
lagen im Tuff eingebettet. Im oligozänen Sand nächst der Station 
Wolfersdorf wurde beim Abteufen eines Brunnens ein Kohlenflötz 
von 1 m Mächtigkeit erschürft. 

Noch fehlen die Anhaltspunkte für die Fixierung des Alters 
der Basalteruptionen im Gebiete der Quaderplatte und der bisher 
untersuchten Mittelgebirgsteile; ebenso wurden noch nicht tertiäre 
Ablagerungen mit sicherer Charakteristik der Stufe vorgefunden. 

Die alte Beobachtung, daß die Decken-, Strom- und Gangbasalte 
als Olivinbasalt, die Schlotausfüllungen als Hornblendebasalt entwickelt 
sind, konnte überall bestätigt werden. 

592 


458 H. V. Graber. [28] 


Diluviale Ablagerungen sind vorwiegend in der Gestalt von 
Schotterterrassen ausgebildet. Besondere Mächtigkeit erreichen diese 
Ablagerungen im Polzental und bei Brenn sowie bei Bürgstein. Das _ 
Material stammt durchwegs aus der Lausitz und dem Isergebirge. 
Die Gliederung in zwei Terrassen, von denen die obere meistens 
mit Lehm bedeckt ist, ist überall ausgeprägt, am deutlichsten bei 
Brenn und Leipa. Ausgedehnte Lößablagerungen mit Lößchnecken 
und LößkindIn breiten sich auf dem Plateau zwischen Dürcheln und 
Pablowitz SW von Neuschloß aus. Torflager von unbedeutender 
Tiefe bilden in den Teichtalungen ausgedehnte Flächen. 

Auffällige Erscheinungen sind die Blöcke von Quarzit, die 
stellenweise massenhaft angereichert sind. Sie sind gelegentlich 
mehrere Kubikmeter groß (Hirnsen bei Neuschloß), erreichen aber 
sewöhnlich nur die Größe eines Kubikfußes und sinken sogar bis zur 
Faustgröße herab Die kleineren dieser bald weißen, bald gelblichen, 
bald blutroten Quarzitfindlinge besitzen sehr häufig die Form ausgespro- 
chendster Dreikanter mit seidenschimmernden Flächen, fingereindruck- 
artigen Gruben und oft schnurgeraden Kanten. Diese Pyramiden- 
geschiebe sind zweifellos äolische Korrosionsformen, deren Aus- 
bildung wohl ins Diluvium verlegt werden darf. Gute Fundstätten 
für Dreikanter sind an der nördlichen und südlichen Abdachung der 
beiden Horken, die Umgebung von Kleinhaida bei Drum und 
das Quitkauer Revier bei Neuschloß. 

Stellenweise sind die Quarzitfindlinge so zahlreich, daß sie von 
den Bauern zusammengetragen und an den Feldrainen zu großen 
Haufen gelagert werden. Die großen Blöcke werden wegen ihrer 
Härte und Spaltbarkeit nach versteckten Losen als Bausteine gern 
verwendet. 

Daß man in den Quarziten die Denudationsreste jüngerer Kreide- 
ablagerungen zu erblicken hat, wie sie auch aus Gegenden mit 
vollständig entfernten Kreideschichten beschrieben worden sind, ist 
bekannt und mag hier nur der Vollständigkeit wegen Erwähnung finden. 
Sie sind stets fossilleer. 

Den Verwitterungsprodukten der Gesteine des Kartengebietes 
wurde im Interesse der Forst- und Landwirtschaft größere Aufmerk- 
samkeit geschenkt. 

Die Maschwitzer Keratophyre verwittern infolge des 
hohen Hämatitgehaltes zu einer hochroten Ackerkrume, die namentlich 
im Frühjahr lebhaft von den gelben, sandiglehmigen Verwitterungs- 
produkten des cenomanen Sandsteines absticht. Die plänerigen 
Schichten geben einen mehr sandigen als lehmigen Boden, der aller- 
dings stellenweise durch äolische Anreicherung des Tonstaubes ziemlich 
lehmig wird. 

Die Quader geben dürftige Böden mit oft sehr verkümmerten 
Kieferbeständen (einzelne Teile des Aschendorfer Reviers) und neigen 
im Forstterrain zur Ortsteinbildung. Selbst Kulturen mit mehr- 
jährigen Bäumchen stellen plötzlich das Wachstum ein. Die Lücken 
werden immer zahlreicher und nach einigen Jahren breitet sich an 
der zu den besten Hoffnungen berechtigenden Kultur die Heide aus 
mit Calluna und Spartium. 


[29] Geol.-petr. Mitteilungen aus dem Gebiete Böhm.-Leipa und Dauba. 459 


Versuche, die in neuester Zeit mit Kainit gemacht wurden, 
mißlangen aus begreiflichen Gründen. . 

Durch reichliche Düngerzufuhr, besonders aber durch Basalt- und 
Phonolithschicht gelingt es ganz gut, aus den Sandflächen brauchbare 
Ackerböden zu erzielen. 

Die blauen Letten, die bei der Verwitterung der Cuvieri-Mergel 
entstehen, liefern stark sumpfige Böden und begünstigen die Anlage 
von Teichen. Für die Feldwirtschaft können sie durch Beimengung 
von Quarzsand lüftig gemacht werden und ebenso gedeihen sandige 
Felder in günstigster Weise,4wenn sie mit Letten, Basalttuff oder 
„Basaltbux“ gedüngt werden. 

Auffallend schön stehen die Felder auf manchen Schotterböden 
und Lößterrassen. 

Die Basalte verwittern verschieden schnell, die Hornblende- 
basalte leichter als die Olivinbasalte. Aus ersteren wittern die Horn- 
blendekristalle heraus, die als lose, kristallographisch wohlbegrenzte 
Individuen in der mürben Basaltwacke zu finden sind. Zersetzten 
Basalt nennt man in Nordböhmen „Bux“. 

Der Phonolith liefert ein helles, fast weißes Verwitterungs- 
produkt. 

Basalt und Phonolith verraten sich, abgesehen von der 
Kuppenform, selbst an den Stellen, wo nur kleine Decken und Strom- 
reste oder schmale Gänge entblößt liegen, schon aus der Ferne durch 
das üppige Wachstum der Waldbäume. Charakteristisch für diese 
Böden sind gemischte Waldungen mit besonderer Entwicklung der 
Fiehte und Buche. Häufig ist man in der Lage, die Grenze zwischen 
Sand und Basalt oder Phonolith (am Maschwitzberg außerdem noch 
Keratophyr) aus dem Bestandwechsel zu erkennen. 

Gelegentlich gedeiht die Fichte auch in den Erosionsschluchten 
der Quaderplatte unter dem günstigen Einfluß der Sickerwasser. So 
sind der Höllengrund und Wassergrund bei Neuschloß berühmt durch 
ihre Fichtenriesen, die ihresgleichen nur noch in den Schluchten des 
Kummergebirges finden. Auf den Lettenböden kommt die Fichte 
ebenfalls vorzüglich fort. 


Neuschloß bei Böhm.-Leipa, 13. August 1904. 


A460 H. V. Graber. [30] 


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Inhaltsangabe. 
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Deflationstalungen im Aschendorfer Revier. . . ..: 2 an en. vu 2123 
Geptemerder MKartengebietes, ! I. rat Wih zullele ale, Dual 
Die Keratophyrscholle des Maschwitzberges . . . . 22 2 2 222.2. 5-8 
Schräge Strandschiehtung des Quadersandsteins . . » 2.2.2.2... .10—-11 
Eisensandsteineinlagerungen im Quader und Windkorrosionen ...... 12 
Die „Gewitterkugeln“ nebst einer Theorie ihrer Bildurg ........13-15 
Pläner des Oberturons und Tonmergel der Stufe des Inoceramus Cuvieri 
Heriesener. Schichten), ..... su. auke .äs 2 ee ee Me 
Litorale Wechsellagerungen von Sanden und Mergeln im Hangenden der 
Keiesener. Schichten .. 14... Ss u u un At 2 ee ae en Be le 
Der Grabenbruch von Niemes—Grüssau, das Senkungsfeld von Böhmisch- 
Keipasund..der. Egerbruchn nad. tl an ea ee 
Das Senkungsfeld von Mickenhan, der Basalt des Kahlsteines mit seinen Ein- 
schlüssen und. Konkretionen,.. I RAR EEE 12. 2122 
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Werwitterungsprodukte .I! „on. DIA Kur mE Deere 


Das Verbreitungsgebiet der Prominaschichten 
im Kartenblatte Novigrad—Benkovac 
(Norddalmatien). 


Von R. J. Schubert. 


Mit einer geologischen Übersichtskarte (Tafel Nr. XIT). 


I. Einleitung. 


Die Nordosthälfte des Kartenblattbereiches Novigrad —Benkovac 
weicht in bezug auf das geologische Bild, was Alter und petrographische 
Beschaffenheit der dieses Gebiet aufbauenden Schichten anbelangt, 
völlig von der Südwesthälfte ab. Langgestreckte, dinarisch streichende, 
küstenwärts oft stark geneigte, zum Teil überschobene, aus alttertiären 
Kalken bestehende Sättel, in deren Achsen Kreidekalke und Dolomite 
zutage treten, sowie mit mitteleozänen Mergeln und Kalksteinen er- 
füllte, mehr minder offene Mulden charakterisieren dieses letztgenannte 
Gebiet. (Vgl. meine diesbezüglichen Mitteilungen: I. Die vier küsten- 
nächsten Falten. II. Das Gebiet zwischen Zemonico und Benkovae. 
III. Das Gebiet zwischen Polesnik, Smilöi6 und Possedaria !). Mergel 
und Kalke, Konglomerate, Breccien und Sandsteine von jüngerem, 
obereozänem bis oligozänem Alter in zum Teil sehr mächtiger, ein 
eintöniges Kartenbild bedingender Folge sind die vorherrschenden, 
um nicht zu sagen ausschließlichen Gesteine, aus denen das die Land- 
schaften Kukalj und Bukovica umfassende Gebiet aufgebaut ist. Es ist 
dies der nordwestliche Teil der sogenannten Prominamulde, welche Be- 
zeichnung, wie im folgenden gezeigt werden soll, den tatsächlichen 
Verhältnissen nicht entspricht, eines gegen Südosten sich weit über 
die Kartenblätter Knin und Kistanje—Drnis erstreckenden Terrain- 
abschnittes, der sich nicht nur geologiseh, sondern auch landschaftlich 
vielfach von dem übrigen nord- und mitteldalmatinischen Karstgebiete 
abhebt. 

Im Bereiche des Kartenblattes Benkovac—Novigrad wird dieses 
Gebiet im Norden ungefähr vom Zermanjalaufe, im Süden durch die 
Linie Benkovac—Islam begrenzt, während im Westen zum Teil das 
Binnenmeer von Novigrad, zum Teil die zwischen diesem und der 

!) Verhandl. d.k. k. geol. R.-A. 1903, pag. 143—150, 204—215 u. 278—288. 
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 


462 R. J. Schubert. [2] 


Meeresküste von Castelvenier gelegenen Höhen die Grenzen bilden. 
Die äußersten nordwestlichen Ausläufer der Prominaschichten dürften 
auf der Insel Arbe vielleicht auch auf dem kroatischen Festlande vor- 
handen sein; ich werde die Gründe für diese Annahme später darlegen. 


II. Stratigraphischer Teil. 


Wie bereits erwähnt, bilden die Hauptmasse der Schichten ober- 
eozäne und oligozäne Mergel und Konglomerate, die nach der zuerst 


studierten Lokalität, wo sie typisch ausgebildet sind — nach dem 
Monte Promina bei Drnis — von Stache Prominaschichten genannt 
wurden. 


Die Mergel sind meist hart, nicht”schlämmbar, von gelblicher, 
seltener bläulicher oder grauer Farbe, stellenweise diekgebankt, viel- 
fach jedoch plattig abgesondert, so besonders in dem in Rede stehen- 
den Gebiete im Kukalj, so daß es mir zweckmäßiger schien, den Namen 
Plattenmergel statt des dafür gebräuchlichen Mergelschiefer zu ge- 
brauchen. Denn eine schiefrige Ausbildung weisen diese Mergel nur 
sanz untergeordnet auf. Große Platten, die zum Decken von Hütten 
oder als Flursteine benützt werden, sind jedoch meist nicht leicht 
zu erhalten, da die Platten zumeist von zahllosen Sprüngen durchsetzt 
sind, ein Umstand, der auch für die Wasserführung ungünstig ist 
und die Bildung förmlicher Scherbenfelder bedingt. 

Fossileinschlüsse sind in diesem Mergel lange nicht so häufig 
und so gut erhalten, wie man bei der Feinheit des Kornes erwarten 
würde, was offenbar mit der Armut der Gewässer, deren Absätze die 
Mergel darstellen, an Organismen zusammenhängt. Die dicker ge- 
bankten Mergel sind nach den Fossileinschlüssen zu schließen, großen- 
teils mariner Natur. Nummuliten, Orbitoiden, Operkulinen, Hetero- 
steginen, Milioliden. Orbitolites complanata (bei Novigrad), Gastropoden, 
Seeigel, Bivalven, Nautilus, wobei besonders die höher organisierten 
Forinen zumeist ais Steinkerne und verdrückt erhalten sind, kommen 
über das ganze Gebiet verstreut, jedoch meist vereinzelt vor. 


Folgende Formen kann ich bisher anführen: 
Novigrad (an der Straße gegenüber dem Orte): 


Nautilus vicentinus Zig. Corbula sp. 
Spondylus af. bifrons Münst. Öypraea sp. nov. 
Mytilus sp. nov. Natica sp. 
Pecten aff. biarritzensis Arch. Echinolampas sp. 


Karin (bei Kontarov stan): 
Fistulana sp, nov. (af. F. Heyseana Phil.) 


Rodaljice (zwischen Dobric und Kaianj): 


Lima sp. nov. 
Arca af. Sandbergeri Desh. 
Natica sp. 


[3] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 463 


Bruska (Zedna greda): 


Pholadomya Puschi Goldf. 
Lueina sp. 


Brgud (Banska gora): 
Pecten corneus Sow. 


Soweit sich diese Formen bestimmen oder an andere Formen 
annähern lassen, treten deutliche Beziehungen zu dem venezianischen 
und norddeutschen Unteroligozän zutage. Zum gleichen Ergebnis führt 
auch die Untersuchung der Nummuliten. Eine nähere Altersbestimmung 
oder gar Horizontierung der Mergel ist infolge des sporadischen und 
mangelhaften Vorkommens sowie der neuen Formen bisher unmöglich 
gewesen. 

Typisch mitteleozäne Formen wie Nummulites perforata in großen 
dicken Exemplaren fand ich in diesem Mergelkomplex nur nordöstlich 
von Benkovac, bald hinter den letzten Häusern von Benkovac selo, 
an der von diesem Orte nach Karin führenden Straße. Dortselbst 
sind nämlich den plattigen Mergeln mehr massige, sandige, faziell 
den obersten mitteleozänen gleichende Schichten eingelagert, welche 
diese typischen perforata-Exemplare in großer Menge enthalten. Es 
ist nun möglich, daß hier diese für das Mitteleozän so bezeichnenden 
Formen in die Prominaschichten hinaufreichen. Doch wäre es immer- 
hin möglich und meiner Ansicht nach sogar nicht unwahrscheinlich, 
daß diese hier in den obereozänen Schichten vorhandenen mittel- 
eozänen Typen durch ein Aufbrechen älterer Schichten bedingt sind, 
wie ich im nächsten Abschnitte näher auseinandersetzen will. Eine 
Einschwemmung dürfte infolge des guten Erhaltungszustandes wohl 
ausgeschlossen sein. 

Die sonst im Prominamergel nicht gerade seltenen Nummuliten 
sind Paronaeen (radialgestreifte Nummuliten), und zwar aus der Ver- 
wandtschaft der Paronaea Tehihatcheffi (latispira). Sie unterscheiden 
sich von dieser Art, mit der sie im Gewinde übereinstimmen, ledig- 
lich durch die flachere Form. Auffällig ist es, daß diese mit großen 
Embryonalkammern versehenen Formen zumeist ohne ihre mit einer 
kleinen Embryonalkammer versehene Begleitform Paronaea complanata 
vorkommen. Nur bei Novigrad an der Straße gegenüber dem Orte 
fand ich auch diese Form, sonst kommt P. Tehihatcheffi stets ohne 
complanata vor, mit welcher Form P. Tehihatcheffi in älteren Schichten 
zumeist vergesellschaftet ist. Diese flache Abart von P. Tehihatchefi, 
die zumeist ohne Begleitung von P. complanata und ohne mitteleozäne 
Typen lediglich im Verein mit kleinen Paronaeen aus der Verwandt- 
schaft der P. striata und Boucheri vorkommt, bestätigen gleichfalls die 
schon seit langem auf Grund von Untersuchungen der Pflanzen- und 
Wirbeltierreste gehegte Ansicht, daß die Plattenmergel obereozänen 
bis oligozänen Alters sind. 


Von Orbitoiden sind am häufigsten: 


Orthophragmina ephippium Sow. 
2 patellarıs Schloth. 
Jahrbuch d.k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 60 


464 R. J. Schubert. [4] 


Orthophragmina stellata Arch. 
R cf. dispansa Sow. 
x cf. radians Arch. 
also Typen, die im Eozän und Oligozän vorkommen. 


Bei Novigrad fand ich in offenbar den tieferen Lagen ange- 
hörenden Plattenmergeln, an der Straße gegenüber dem Orte, wo ich 
auch die P. complanata und ein eingeschwemmtes Fragment von Güm- 
belia perforata fand, Orbitolites complanata in gutem Erhaltungszustande. 
Es scheint also hiermit bewiesen zu sein, daß diese bisher als für das 
Mitteleozän bezeichnend geltende Form auch noch in die unteren 
Lagen der Prominaplattenmergel hinaufreicht. 

Selten sind im ganzen die Pflanzenreste, darüber am häufig- 
sten Algenreste vom Habitus des Sphaerococcites flabelliformis, also 
marine Florideen, die gleichfalls vorwiegend in den dickgebankten 
sandigen Mergeln vorkommen und im Vereine mit den oberwähnten 
Faunen für die marine oder brackische Natur dieser wenig deutlich, 
bis diekgebankten Mergel sprechen. Von höher organisierten Pflanzen 
sind Reste, meist Blätter über das ganze Gebiet verstreut, aber ver- 
einzelt und in einem Erhaltungszustande, der manches zu wünschen 
übrig läßt. Palmenreste (Flabellaria) fand ich bei der Kirche von 
Slivnica, Medid (Bukovica), Maralovic (BruSka), Dikotyledonenblätter in 
harten, etwas eisenschüssigen Sandsteinen bei der Kapelle S. Marko 
(Pridraga) und beim Gehöft Orljak, auch nahe der Küste nordöstlich 
Novigrad. Diese Süßwassergebilde enthalten auch kleine Kohlen- 
schmitzen und wie bei Slivnica ein angeblich 1 m mächtiges Lignit- 
flöz. Die Schichten mit den Landpflanzenresten scheinen älter zu 
sein als die Mergel, welche die oben angeführten marinen Arten 
eingeschlossen enthalten. Wenigstens spricht ihr Vorkommen bei 
Slivnica in den tiefsten Lagen der Mergel unmittelbar über dem 
Lithothamnien- (oberen Nummuliten-)Kalk sowie in den tiefsten Lagen 
derselben über den marinen Mergeln des oberen Mitteleozäns bei der 
Kapelle Sv. Marko (Pridraga) dafür. An den übrigen Vorkommnissen 
konnte ich keine diesbezüglichen bestimmten Beobachtungen machen. 
Dagegen fand ich in LiSane?) bei Ostrovica (auf Blatt Zaravecchia) 
in den unteren Plattenmergeln marine Formen (Psammobia aff. binotata 
Koenen aus dem deutschen Unteroligozän, Pinna sp. nov.) und Land- 
pflanzenreste (Magnolia sp., Flabellaria cf. raphifolia Sternb., Andromeda 
protogaea?) gemeinsam, so daß das Vorkommen von Landpflanzen- 
resten an über das ganze Gebiet verstreuten Punkten keineswegs auf 
ein kontinuierliches Niveau von Süßwasserschichten an der Basis der 
Schichten mit mariner Fauna schließen läßt. 

Eine Trennuug von Süßwassermergeln (mit Landpflanzen und 
Kohlen) von den übrigen, zum Teil marinen Mergeln ist auch wegen 
des vereinzelten unregelmäßigen Vorkommens der Fossilreste unmöglich. 


!) Ich habe dieses Vorkommen von Lisane bereits in meinem ersten Auf- 
nahmsberichte über jenes Gebiet (Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1901, pag. 180) 
erwähnt, diese Mergel jedoch damals in dem aus dem Terrain geschickten Berichte 
irrtümlich noch für mitteleozän gehalten, doch diesen Irrtum bereits im Vorjahre 
(ibidem 1903, pag. 211) berichtigt. 


[5] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 465 


Desgleichen war eine Trennung der wenig oder gar nicht gebankten 
Mergel von den schön plattig bis schieferig abgesonderten bei den 
zahllosen Übergängen undurchführbar und konnten auch die hie und 
da den harten Mergeln sowie den Konglomeraten eingeschalteten 
weichen, zum Teil fast plastischen und hierdurch an die mitteleozänen 
marinen Mergel erinnernden Gebilde nicht selbständig ausgeschieden 
werden. Eine mikroskopische Untersuchung des Schlämmrückstandes 
derselben ergab winzige gerollte Mergelstückchen als Rückstand ohne 
jegliche Spur von Mikroorganismen, wie solche den marinen mittel- 
eozänen Mergeln fast nie fehlen. 

In den unteren Lagen der Prominaplattenmergel sind dickbankige 
bis massige harte Kalke eingeschaltet, die nebst den in den Mergeln 
vorkommenden Paronaeen und Orbitoiden, Korallen, Lithothamnien, 
auch Reste höherer Organismen enthalten und sich auch landschaft- 
lich schon von den Mergeln abheben. Sie ragen besonders zwischen 
Karin, Smil&i@ und Benkovae in Form von flachen Kuppen, Buckeln 
oder Rücken aus dem sanftgewölbten, aus Mergeln aufgebauten Terrain 
hervor, stellenweise sogar klippenartig. Da nun dieses Gebiet gerade 
dasjenige ist, in welchem alteozäne (Hauptalveolinen-) Kalke in Form 
von Durchspießungsklippen aus den mitteleozänen Mergeln aufragen, 
so ist es oft von weitem unmöglich, zu unterscheiden, ob diese klippen- 
artigen Hervorragungen aus Alveolinenkalk oder aus solchen den Platten- 
mergeln gleichaltrigen und lediglich petrographisch verschiedenen und 
durch ihre große Härte bei der Überfaltung klippenartig emporge- 
preßten Kalkeinlagerungen bestehen. Streckenweise, wo diese Kalk- 
bänke auf eine größere Strecke anhalten, auch öfter mit den Mergeln 
wechsellagern und weniger gestört sind, erkennt man allerdings ihren 
von den Alveolinenkalkklippen abweichenden Bau mit Leichtigkeit 
schon von weitem. Wo sie, wie in dem erwähnten Gebiete, auch 
südwestlich von Novigrad, lediglich räumlich unbedeutende Einlage- 
rungen in den Mergeln darstellen, wurde eine Trennung der Kalke 
von dem Komplex der Mergelschichten nicht durchgeführt. In be- 
deutenderer Mächtigkeit sind jedoch Kalke von einer ganz ähnlichen 
petrographischen Beschaffenheit südlich des Binnenmeeres von Novi- 
grad und zwischen diesem Meere und der norddalmatinischen Küste 
von Oastelvenier und Raäance entwickelt, so daß sie auch auf der 
Karte ausgeschieden werden konnten. Es sind dieselben, die ich 
im Vorjahre (siehe Verhandlungen 1905, pag. 286) beschrieb und 
über deren Alter ich im Vorjabre noch nicht im klaren war. „Es 
sind dies meist helle, massige, tonige bis sandige Kalke ohne Alveo- 
linen, doch mit kleinen Nummuliten (Paronaeen) und undeutlichen, 
nieht auslösbaren und ungünstig erhaltenen Korallen, auch Litho- 
thamnien und Krinoidenresten.“ Bei meinen heurigen Begehungen ge- 
langte ich nun zur Überzeugung, daß die zwischen dem Imperforaten- 
kalke!) und den Prominaplattenmergeln eingeschalteten Kalke trotz ihrer 
petrographischen Ähnlichkeit mit dem ersteren jünger sind als derselbe 
und als Basalglied der Prominaschichten aufzufassen sind. An jenen 
Stellen, wo ihnen Alveolinen- und Hauptnummulitenkalke eingelagert 


') ef. diese Verhandl. 1903, pag. 204, 205. 
60* 


466 _ R. J. Schubert. [6] 
scheinen wie nördlich und westlich der Gehöfte Palju und Buterin, 
handelt es sich offenbar um an Brüchen emporgepreßte Reste der 
älteren Kalke. Das Vorkommen von nur kleinen Nummuliten und das 
Fehlen der für das Mitteleozän bezeichnenden Nummuliten, die fau- 
nistische sowie petrographische Gleichartigkeit mit den harten Kalk- 
einlagerungen innerhalb der Plattenmergel spricht dafür, daß diese 
Kalke wohl schon obereozän sein dürften. Es schien mir angezeigt, 
diese allerdings stellenweise mergeligen Kalke dort, wo sie in größerer 
Ausdehnung vorkommen, auszuscheiden. Ich werde diese Kalke im 
folgenden kurz als Lithothamnienkalk bezeichnen. Zwar bilden 
die Lithothamnien nicht die überwiegende Fossilgruppe, doch sind auch 
Nummuliten nicht überall darin enthalten und die Bezeichnung Nummu- 
litenkalk würde auch deshalb meiner Meinung nach nicht zweckmäßig 
sein, da Nummuliten in mehreren Niveaus der eozänen Schichten 
vorkommen, obenso die Orbitoiden, Korallen und Krinoidenreste. 
Allerdings könnte man durch den Namen oberer Nummulitenkalk 
den Unterschied gegenüber dem Hauptnummulitenkalke zum Ausdruck 
bringen, doch läge dann eine Verwechslung mit dem von Kerner 
als obere Nummulitenschichten bezeichneten, petrographisch variablen 
Komplex von weichen und harten Mergeln, Sandsteinen und Kon- 
glomeraten nahe, die unmittelbar dem Hauptnummulitenkalke auflagern. 


Die eozäne Schichtfolge ist folgende: 


obereozän [ Plattenmergel und Konglomerate der Prominaschichten, 
— oligozän | Lithothamnien- oder oberer Nummulitenkalk, 


obere Nummulitenschichten oder höhere mitteleozäne 
Gebilde (Mergel und Sandsteine mit Nummuliten und 
der Fauna von Kasic, Ostrovizza, Dubravizza, Veglia), 
mitteleozän < Knollenmergel, 
Hauptnummulitenkalk, 
Hauptimperforatenkalk (Alveolinen- und „oberer“ Fora- 
miniferenkalk), 


untereozän: Kosinakalk. 


Während jedoch der Lithothamnienkalk an räumlicher Ver- 
breitung und Mächtigkeit weit hinter dem Komplex der Promina- 
mergel zurücksteht, ist die dritte der ausgeschiedenen Schichtgruppen 
der-Prominaschichten, die der Konglomerate, die am weitesten 
verbreitete. Ganz untergeordnet sind Breccien und Sandsteine, 
Konglomerate aus nuß-kopfgroßen Geröllen überwiegen. Aus besonders 
sroßen Geröllen sind die Konglomerate des Orljakzuges (zwischen 
Karin und KrusSevo) streckenweise zusammengesetzt. Im südwest- 
lichen Teile sind die Konglomerate den Plattenmergeln in wenig zahl- 
reichen und wenig mächtigen Bänken eingelagert. In der Terrain- 
zone Novigrad—Karin wechseln konglomeratische und mergelige 
Schichten in fast gleicher Mächtigkeit beziehungsweise Anordnung und 
in der Bukovica (Krusevo— Medvidje—Obrovazzo) überwiegen die Kon- 
glomerate völlig über die Mergel- und Kalkeinlagerungen, die ihnen 
segenüber ganz zurücktreten. Ja die Plattenmergelfazies verschwindet 


17] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 467 


gegen Nordosten fast ganz und an ihre Stelle treten kalkige bis sandig- 
kalkige, wenig mächtige und daher nicht ausscheidbare Einlagerungen, 
die oft diekgebankt sind und das gleiche Verwitterungrelief besitzen 
wie die Konglomerate, bisweilen jedoch, namentlich die weicheren 
Partien, bei der Auffaltung ganz verdrückt wurden. Bisweilen ent- 
halten diese. kalkigen Partien auch vereinzelte Gerölle und bilden 
dann allmähliche Übergänge zu den Konglomeraten. Das Gefüge der 
Konglomerate ist bald locker, bald fest. Im ersteren Falle entstehen 
namentlich bei flacher Neigung der Schichtflächen förmliche Schotter- 
felder, im letzten Karstgebiete, die denjenigen der Kreidekalke sehr 
ähneln. Gleichwohl unterscheidet sich das Hauptverbreitungsgebiet der 
Konglomerate — die Bukovica — landschaftlich durch seine wenn- 
sleich nicht durchgehende Bewaldung von den norddalmatinischen 
Kreidekarstgebieten. 

Die Bestandteile der Konglomerate sind zumeist graue bisschwarze 
Rudisten- sowie Alveolinenkalke; besonders schön sind diejenigen, 
wo weiße Rudistenkalkbreccien mit rotem Bindemittel als Gerölle 
eingeschlossen sind wie bei Obrovazzo. Hauptnummulitenkalke und 
obere Nummulitenschichten sind einerseits durch den Tongehalt und 
die dadurch bedingte geringere Widerstandsfähigkeit, anderseits jedoch 
wohl auch durch die noch zu besprechende Lücke in der Schichtfolge 
sehr selten in den Konglomeraten; am häufigsten fand ich noch solche 
Gerölle, und zwar aus braunem, zum Teil glimmerigem Mergel, wie 
sie in den oberen Nummulitenschichen vorkommen, bei Obrovazzo. 

In dem eingangs umgrenzten Hauptverbreitungsgebiete der Pro- 
minaschichten im Bereiche des Kartenblattes Benkovac—Novigrad 
zwischen der Zermanja im Norden und Benkovac—Islam im Süden 
treten von älteren Schichten lediglich in der Aufbruchszone von 
Pridraga—Karin—Dobropoljei wahrscheinlich noch mitteleozäne weiche 
Mergel zutage, die in ihrem Schlämmrückstande marine Mikro- 
organismen (Polystomella, Truncatulina, Dentalina) erkennen lassen; 
alttertiäre :und kretazische Kalke setzen jedoch die beiden von 
Nordwesten her in das Terrain der Prominaschichten streichenden 
Sättel von Possedaria und vom Zdrilo zusammen, und zwar in einer 
Ausbildung, wie sie auch aus dem übrigen norddalmatinischen Gebiete 
größtenteils bekannt sind. 

Der Kreidekalk dieser beiden Sättel ist meist hellbraun- 
grau, in den obersten Partien weiß, zuckerkörnig, auch breceiös mit 
rotem 'Bindemittel. Von Fossilresten kommen Radioliten vereinzelt 
und‘ nesterweise vor. 

Im Sattel von Possedaria tritt auch Dolomit unter dem 
Rudistenkalke zutage (cf. diese Verhandl. i903, pag. 283 ff.), jedoch 
nur auf eine kurze Strecke als schärfer abgegrenzte, kartographisch 
ausscheidbare  Gesteinszone, sonst zumeist im Wechsel mit dem 
Rudistenkalke. 

Die ältesten tertiären Bildungen — Kosinakalk — treten 
lediglich in einigen unbedeutenden Gastropoden führenden Resten an 
den Grenzen gegen das Blatt Medak—Sv.Rok östlich von Grn. Slivnica 
- zutage. Der Kosinakalk ist hier zumeist rot und tonig und enthält 
viel Gastropoden. Doch ist namentlich dort, wo: nur kleine Reste 


468 R. J. Schubert. [8] 


erhalten sind, nicht leicht zu entscheiden, ob limnischer Kosinakalk 
oder bereits marine Schichten vorliegen. 

Denn auch der Alveolinenkalk ist im Bereiche des Zdrilo- 
sattels oft rot gefärbt und tonig, ganz wie der Kosinakalk, auch die 
Gastropoden scheinen ähnlichen Formen anzugehören. Die Untersuchung 
derselben ist jedoch durch den Umstand, daß dieselben, soviel mir 
bisher bekannt ist, stets in einem ziemlich festen Kalke sich befinden 
und sich nur fragmentarisch herauspräparieren lassen, mit sehr großen 
Schwierigkeiten verknüpft. Außerdem ist gerade jener Sattel so stark 
gestört, daß die roten Kalke, die infolge ihres Tongebaltes offenbar 
weniger widerstandsfähig waren als die massigen hellgelben und 
grauen Ausbildungsformen des Hauptalveolinenkalkes, meist zer- 
trümmert und arg gequetscht sind. Wenn nun einerseits die Trennung 
des Alveolinenkalkes vom Kosinakalk bisweilen Schwierigkeiten bietet, 
so ähneln anderseits manche Partien desselben den kretazischen 
Kalken, da sie auch zuweilen bräunlich und grau gefärbt sind und 
auch in ihren Verwitterungserscheinungen dem Rudistenkalke gleichen. 
Im roten sowie grauen Alveolinenkalk kommen namentlich südlich 
Castelvenier Gastropoden vor, die so eigenartig verwittern, daß in 
den Kalken nebst Alveolinen anscheinend Radiolites-Querschnitte 
ersichtlich sind. Doch ergab eine nähere Untersuchung, daß diese 
scheinbaren Rudistenreste im Alveolinenkalk lediglich Schrägschnitte 
Cerithium-artiger Gastropoden darstellen. 

Die rote Färbung des Alveolinenkalkes ist jedoch auf kein 
bestimmtes Niveau desselben beschränkt, denn zwischen Slivnica und 
Castelvenier scheint sie mehr den unteren Partien eigen zu sein, 
während sie bei Jasenice-Ravanjska und südwestlich des Gehöftes 
Kramarska westlich Obrovazzo offenbar in den oberen Zonen desselben 
vorhanden ist, in welchen auch Nummulites (Gümbelia) perforata 
reichlich auftritt, ohne daß jedoch an der letztgenannten Lokalität ein 
Hauptnummulitenkalk ausscheidbar wäre. 

Der Hauptnummulitenkalk ist überhaupt nur in vereinzelten 
kleinen Schollen (zwischen Novigrad und Smildöic sowie zwischen 
Castelvenier und Possedaria) vorhanden, was wohl einerseits damit 
zusammenhängt, daß er infolge der größeren Weichheit dem Haupt- 
alveolinenkalke und Kreidekalke gegenüber bei den Zusammenfaltungen 
verdrückt wurde, anderseits auch durch eine geringere Absatz- 
mächtigkeit bedingt sein dürfte. 

Es ist auffallend, daß die über dem Hauptnummulitenkalke 
folgende Reihe der oberen Nummulitenschichten (höheren 
mitteleozänen Gebilde) im Bereiche der Prominaschichten mit 
Ausnahme der Aufbruchszone von Karin—Popovi@ nur in ganz un- 
bedeutenden und noch dazu dem Alter nach fraglichen Vorkommen 
vorhanden sind. Es muß dies um so mehr auffallen, als diese hellen, 
weichen, eine vom Karstterrain so abweichende Bodenbeschaffenheit 
bedingenden Mergel im Westen und Nordwesten des Prominaschichten 
terrains (bei Benkovac—Smildic—Islam, auf Pago und Arbe!) in so 
großer Mächtigkeit obertags ersichtlich sind. Nun ist ja leicht begreiflich 


!) L. Waagen: Diese Verhandl. 1904, pag. 284. 


[9] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 469 


daß diese weichen Gebilde infolge ihres petrographischen Charakters 
bei den starken Störungen, denen der Zermanjabereich ausgesetzt war, 
im stärkeren Maße zerstört und verdrückt werden mußten als die 
harten Kalke; auch stammt das Material der so weit ausgedehnten 
Massen der Prominaplattenmergel (des Kukaljabschnittes) wohl sicher- 
lich teilweise aus diesen oberen Nummulitenschichten, so daß das jetzige 
Fehlen durch die Faltungs- und Denudationsvorgänge zum Teil seine Er- 
klärung findet. Aber der Umstand, daß im Nordosten dieses Abschnittes 
— in der Bukoviea — nichtkonglomeratische Gebilde so spärlich und dann 
durch mehr kalkige, massige Bänke ersetzt sind, läßt darauf schließen, 
daß die jetzige Umgebung des Zermanjalaufes im obersten Mittel- 
eozän Festland war. Auch der Umstand, daß die Kreide- und Alveolinen- 
kalke, zum Teil auch noch Hauptnummulitenkalke, ohne von Spuren 
jüngerer Gebilde begleitet zu sein, aus den Konglomeraten empor- 
tauchen, spricht dafür, wenngleich auch hier großenteils Störungen 
im Spiele sind. Wichtig scheinen mir jedoch für die Festlandsannahme 
die im folgenden zu besprechenden Vorkommen nnd Lagerungsver- 
hältnisse von Eisenton im Zdrilosattel. 

Besonderes Interesse verdient das bisher unbekannte Vorkommen 
von neogenen Süßwasserbildungen. In einem präneogenen 
Niederbruchsgebiete im Gemeindebereiche von Bilisani zwischen der 
Straße und der Zermanja fand ich Kalke und Mergel, von denen 
die letzteren pesonders zwischen den Gehöften Vukadinovic und 
Diakovidi, östlich des Gehöftes Kurid?a, für das Neogen bezeichnende 
Süßwasserfossilien. enthalten. Bisher kann ich daraus folgende Formen 
anführen: 


Congeria af. claviformis Kr. 


Congeria cf. subglobosa P. Stimmt mit einigen Stücken aus dem Süß- 
wasserneogen von Collane (Insel Pago) unserer Sammlung ganz gut. 
Doch ist die Zugehörigkeit zu subglobosa wohl mehr als fraglich. 


Congeria sp. nov. Eine scharf gekielte kleine Form. Auch aus dem 
Neogen von Pago und Mitteldalmatien liegen in der Sammlung der 
k.k. geologischen Reichsanstalt ähnliche Formen, doch gleichfalls 
minder gut erhalten, als Steinkerne mit geringen Schalenresten. 


Melanopsis cf. inconstans Neum. Mehrere Exemplare, die möglicher- 
weise zu dieser Art gehören könnten. Der Erhaltungszustand ist 
schlecht, da nur verdrückte Abdrücke und verdrückte kreidige 
Schalenreste vorliegen. 


Melania, wahrscheinlich n. sp. Im Habitus einigermaßen an Melania 
Escheri erinnernd. 


Melania sp. nov. Eine kleine, sehr schlanke Art. Der Erhaltungs- 
zustand der beiden als Melania angesprochenen Formen nicht 
besonders günstig. 


Bythinia tentaculata L. Die häufigste Form, doch liegen zumeist 
Abdrücke und Bruchstücke vor. Doch «dürfte es sich wohl sicher 
um diese auch in Mioti6 so häufige, allerdings auch rezente Art 
handeln. 


470 R. J. Schubert. [10] 


Litorinella af. dalmatina Neum. Bisher liegt mir lediglich ein im 
Längsbruch ersichtliches Exemplar vor, das nach dem Gewinde 
jedoch am nächsten dieser in Miocic so häufigen Art steht. 


Unio sp. Mehrere Exemplare, die vielleicht verschiedenen Arten 
angehören dürften. Schloß nicht ersichtlich. 


Soweit der im ganzen recht ungünstige Erhaltungszustand er- 
kennen läßt, handelt es sich um eine Fauna, die sowohl an die Fauna 
von Mio£i6 als auch an die von Pago Anklänge aufweist. Eine nähere 
Altersangabe ist bisher noch weniger möglich als bei der von Pago. 
Es dürfte Obermiozän oder Unterpliozän vorliegen. 

Die Mergel sind zum Teil fest und plattig, zum Teil locker, 
löcherig, tuffartig, zum Teil weich, plastisch (Quelle Tocak) mit Kohlen- 
schmitzen, braungelb bis hellgrau. Besonders diese letzteren ähneln 
denjenigen aus den marinen oberen Nummulitenschichten, auch denen 
des Prominaschichtkomplexes. Sie unterscheiden sich jedöch von 
diesen beiden dadurch, daß beim Schlämmen zweier Proben lediglich 
Limonit- und kohlige Partikelehen zurückblieben, während die ersteren 
fast stets marine Mikroorganismen, die letzteren zumeist gerollte 
Mergelklümpchen im Rückstande erkennen lassen. 

Dieses Vorkommen von Süßwasserneogen an der Zermanja füllt 
eine Lücke zwischen den bisher bekannten Vorkommen von Mio&ie 
bei DrniS und den auf der Insel Pago aus. 

Altquartär kommt in Gestalt von Konkretionen führenden 
hellbraunen bis roten Sanden und Lehmen mit basalen Terra rossa- 
Anhäufungen an der Südwestküste des Mare di Novegradi und nördlich 
von Possedaria vor. Einen kleinen Rest stellte ich auch an der Zermanja 
beim Friedhofe westlich von Obrovazzo fest, und zwar grobe, braun- 
gelbe, durch Sinterlagen verfestigte tonige Sande, denen offenbar auch 
die Weinberge zwischen dem Friedhofe und Obrovazzo ihr Entstehen 
verdanken. Ehemals dürften dieselben jedoch im Zermanjagebiete, 
vielleicht auch im „Lug“ weiter verbreitet gewesen, doch der Erosion 
zum Opfer gefallen sein. 

Zum Teil könnten dem Altquartär auch die Kalktuffe an- 
sehören, während die meisten und wohl die in die Augen fallendsten 
Gebilde, die der Zermanjawasserfälle, geologisch jung, ja in Entstehung 
und ständiger Weiterbildung begritfen sind. Möglicherweise altquartär 
sind die kleinen Überreste von Kalktuff (Tuffine) bei Karin. Das für 
die Altersfrage bezeichnendste Vorkommen ist dasjenige, welches die 
kleine, etwa 10 m hohe (Punkt 10 der Spezialkarte), aber merklich 
aus dem Schwemmlande hervorragende Kuppe nördlich des Klosters 
bildet. Sie fällt gegen das Binnenmeer von Karin als senkrechte 
Wand ab und wird aus porösen, lockerem, aus inkrustierten Pflanzen- 
resten (Schilf, Moos, Blätter) bestehendem Kalktuff gebildet, der 
stellenweise auch erdig ist. Von Schnecken sah ich kleine AHelix-Arten 
sowie Stenogyra decollata, aber an der Oberfläche, so daß diese Formen 
rezent sind, wie auch der Erhaltungszustand darauf schließen ließ. 
Der Kalktuff ruht auf einer gleichfalls isolierten Partie eines gelblichen 
Mergels, der mit den mitteleozänen marinen Mergeln eine große 
Ähnlichkeit besitzt, dessen Schlämmrückstand jedoch aus sehr feinem 


[11] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. a7ı 


Kalksande besteht. Das anscheinend feste Gestein braust sehr stark 
mit Säure und löst sich offenbar infolge der feinsandigen Beschaffen- 
heit so rasch in Wasser, wie das nie bei den marinen Mergeln 
geschieht, so daß dieser Mergel wohl sicher dem Komplex der 
Prominaschichten angehört. Solche Mergel kommen auch nördlich der 
Gendarmeriekaserne am Steilabfalle der Straße gegen das Meer, 
beziehungsweise gegen das quartäre Kulturengebiet zum Vorscheine. 
Die isolierte Kalktuffpartie (Kuppe 10) kann lediglich vor dem Nieder- 
bruche des jetzt mit jungem Schwemmlande erfüllten Terrainstreifens 
zwischen der Kuppe und der Straße abgesetzt worden sein. Ob jedoch 
dieser Niederbruch gleichzeitig mit dem Einbruche des Binnenmeeres 
von Karin oder später erfolgte, ob also der Kalktuff vor (im Diluvium) 
oder nach dem Niederbruche dieses Binnenmeeres (im Alluvium) 
abgesetzt wurde, dafür fand ich bisher noch keine entscheidenden 
Anhaltspunkte. Wenn er auch sicher nicht ganz jung ist, so bleibt 
nämlich immer noch die Möglichkeit, daß sowohl diese wie auch die 
anderen Kalktuffpartien (im Klostergarten am linken KariSnicagehänge 
und an der Straße beim Kloster sowie zwischen der Straße und der 
Küste bei Visi€ bunar) Reste kleiner Wasserfälle darstellen, über die 
sich von Südosten kommende Gewässer in das etwa an der Grenze 
zwischen Diluvium und Alluvium entstandene Niederbruchsgebiet des 
Mare di Karin stürzten. 

Die meisten Kalktuffe sind ganz jung, in Weiterbildung begriffen, 
so besonders diejenigen, welche die Wasserfülle der Zermanja ver- 
ursachen. Einen Einblick in den Aufbau derselben gewährt besonders 
der ehemalige Wasserfall zwischen Svinskidol und Ogar. Schon von 
weitem fällt ein das Zermanjaschwemmland durchquerender Riegel 
auf und bei näherer Betrachtung sieht man, daB hier ehedem ein 
Wasserfall bestand, den die Zermanja offenbar erst in jüngster 
geologischer Zeit durchbrach, um an der Durchbruchsstelle über seine 
Trümmer, bei hohem Wasserstande möglicherweise auch über größere 
Teile desselben hinwegzuschäumen. Er besteht aus einer Anzahl 
gesonderter und doch miteinander mannigfaltig verbundener Tuft- 
und Sinterterrassen, zwischen denen und über welche die Zermanja- 
wasser einst tobend hinabschoßen. Er muß einen ähnlichen Anblick 
seboten haben wie der bei Berberovci mlini. Daß auch hier einst wie 
jetzt und wie bei diesem Falle mannigfaches Gehölz angesiedelt war, 
beweisen die überkrusteten Stammstücke sowie deren Hohlräume. Auch 
Höhlen durchsetzen die Tuffmassen. 

Zwischen den festen, hauptsächlich aus Pflanzeninkrustationen !) 
bestehenden Kalktuffen, in denen jedoch Blätter nicht leicht zu finden 
und herauszubekommen sind, befindet sich feiner erdiger Kalktuff und 
sandiger Alluviallehm, nur ganz untergeordnet kommt Schotter 
vor. Diese Alluvionen sind infolge ihres Sandgehaltes und ihrer gelblich- 
braunen Farbe altquartären Gebilden recht ähnlich, doch die darin 
eingeschlossenen Konchylien sind teils solche, wie sie in der Nähe 
im Wasser leben, wie Limnaea (Gulnaria) ovata Drap., Unio sp., Neritina 


!) Wohl hervorgerufen durch die beim Atmungsprozeß der Pflanzen frei- 
werdende Kohlensäure. 
Jahrbuch d.k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 61 


AN2 R. J. Schubert. [112] 


Flwviatilis L., Planorbis (Tropodiscus) af. marginatus, Pisidium sp., 
teils offenbar eingeschwemmte rezente kleine Helices, auch eine große 
Helicogena cf. eincta fand ich. Doch ist es möglich, daß diese besonders 
im „Lug“ verbreiteten Schwemmsande teilweise umgelagertes Altquartär- 
material sind. Denn an manchen Punkten, zum Beispiel dort. wo das 
Alluvium nördlich Razovac an die Kreide stößt, sah ich einen braunen 
Lehm, der vielleicht altquartär sein könnte. Ebenso wäre dies bei 
den sandigen Lehmen nordwestlich der Einmündung der Dabarnica 
(auf der Karte fälschlich Dobarnieca) ins Zermanjatal möglich, denn 
da ich ja westlich von Obrovazzo Pleistozänrelikte im Zermanjatal 
feststellte, anderseits das Neogen von Bilisani präquartäre Senkungen 
und Einbrüche in diesem Flußbereiche voraussetzt. wäre es immerhin 
möglich, daß besonders die jetzige Talweitung der Zermanja im „Lug“ 
als Tiefenzone bereits im Diluvium bestand und mit vorzugsweise 
äolischen Gebilden ausgefüllt wurde. 

Die sonstigen im jüngsten geologischen Abschnitte entstandenen 
Gebilde im Bereiche des zu besprechenden Gebietes sind teils Ver- 
witterungsgebilde, teils zusammengeschwemmtes Material. Eine nähere 
Spezialisierung derselben konnte bei den im ganzen geringfügigen 
Mengen unterbleiben. Quartärschotter sind minimal, wohl aber erreichen 
die Schuttanhäufungen der Wildbäche stellenweise, beson- 
ders am Südwestrande in der Linie Benkovac—Smiltiec, eine nicht 
unbeträchtliche Mächtigkeit, besitzen dagegen nur eine geringe Aus- 
dehnung. Auch treten an der Sohle der Wildbachbetten zumeist an 
vereinzelten Punkten die unterlagernden Gesteine zutage, so daß ich 
bisweilen an solchen Stellen von einer Ausscheidung von Quartär ganz 
absehen konnte. Sand und Lehm bilden im Verein mit unregelmäßigen 
Massen wenig gerollter Gesteins-(Plattenmergel-)Stücke die wesent- 
lichsten Bestandteile dieser Wildbachanschüttungen. 

Zum Schlusse des stratigraphischen Abschnittes möchte ich noch 
des Eisentones ausführlicher gedenken, der seiner Entstehung nach 
wohl sicher ins Tertiär gehört. Er tritt zumeist in kleinen!), etwa 
halblinsen- bis trichterförmigen Einlagerungen auf, deren Vorkommen 
an den Alveolinen- und Kreidekalk geknüpft und fast ganz auf den 
Zdrilosattel beschränkt sind. Häufig kommt er an der Grenze der 
Hauptalveolinenkalke gegen die Prominakonglomerate, jedoch noch 
im Bereiche des Alveolinenkalkes vor?). Nie beobachtete ich, daß er. 
in Prominaschichten auf primärer Lagerstätte vorkommt. Wohl sind 
durch Torrenten bisweilen Eisentone und Bohnerz im Konglomerat- 
terrain in kleinen Niederungen im größeren Umkreise zusammen- 
geschwemmt, doch bestehen diese aus abgerollten Stückchen und 
lagern ganz oberflächlich. Ein einziges von mir beobachtetes Vor- 
kommen von anscheinend primär in Konglomeraten lagerndem Eisenton 


!) Das größte von mir beobachtete (bei Bilisani) hatte einen größten Durch- 
messer von zirka 200 Schritten. 

2) Auch im Bereiche des Blattes Kistanje—Drnis bilden die „alttertiären, 
beauxitführenden Eisentone in jenen Gebieten, in welchen der Nummulitenkalk 
fehlt, eine inkonstante Einschaltung zwischen dem Alveolinenkalke und den Breceien 
an der Basis der Prominaschichten“ (v. Kerner, Erläuterungen zur geolog. Karte 
Kistanje—Drois. 1901). 


1 3] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 473 


erklärt sich leicht dadurch, daß diese Stelle die Fortsetzung eines 
offenbar in der Tiefe befindlichen Rudistenkalkstreifens andeutet, 
dessen Eisenton bei den mannigfachen Störungen in die Konglomerate 
eingefaltet wurde. Ich würde dieses ausschließliche Beschränktsein 
der Eisentonlager auf die Alveolinen- und Rudistenkalke nicht so 
ausführlich betont haben, wenn mir dieser Umstand nicht von Wichtig- 
keit für das Entstehungsalter des Eisentones sowie für die davon 
abgeleiteten Schlüsse schiene, 

Das Fehlen des Eisentones in den Prominaschichten ergibt, daß 
seine Entstehung vor dem Absatze dieser erfolgte, also im Mitteleozän, 
vielleicht auch im Untereozän. Den Eisenton lediglich als Relikt einer 
untereozänen (protozänen) Landperiode aufzufassen, verbietet die 
Tatsache, daß er fast ebenso häufig im mitteleozänen Alveolinenkalk 
als im Rudistenkalk vorkommt. Obgleich also die Eisentonlager des 
Kreidekalkes während der untereozänen Landperiode entstanden sein 
könnten und es wenigstens teilweise auch sind, muß für diejenigen 
des Alveolinenkalkes eine jüngere Landperiode zwischen dem älteren 
bis mittleren Mitteleozän und dem Obereozän, vielleicht auch Oligozän 
angenommen werden. Es bedarf wohl keiner weiteren Ausführungen, 
daß in dem Eisentone ein Produkt lange dauernder Lösungsvorgänge 
vorliegt, die lediglich während einer längeren Festlandsperiode statt- 
fanden, also weder zu jener Zeit, als das Gebiet vom Alveolinenkalk- 
meer bedeckt war, noch auch zu der Zeit, wo es von Süßwasserläufen 
mit so gewaltigen Schottermassen bedeckt wurde. Daß die Bildung 
des Eisentones nicht postoligozän in der jungtertiären Festlandsperiode 
erfolgte, erhellt, abgesehen vom Fehlen primärer Einlagerungen in 
den Prominaschichten, auch aus der Lagerungsform des Eisentones. 
Wie ich schon oben erwähnte, besteht er nämlich aus halblinsen- 
förmigen bis trichterförmigen Einlagerungen, die sich recht gut als 
mehr oder minder zusammengepreßte Dolinenausfüllungen ansprechen 
lassen. Der Eisenton ist fest und läßt durch zahllose kleine Harnische 
erkennen, daß diese Dolinenausfüllungen die im Oligozän oder älteren 
Jungtertiär erfolgten Zusammenstauungen, Faltungen und mannigfachen 
Störungen dieses Gebietes mitgemacht haben. Er unterscheidet sich 
auch hierdurch nicht unwesentlich von den an der Basis der Alt- 
quartärgebilde lagernden älteren Terrarossalagen, welche offenbar das 
Produkt der jungtertiären Festlandsperiode darstellen. Ob diese jedoch 
in ihrer jetzigen Lagerung als altquartär oder jungtertiär zu bezeichnen 
sind, können nur glückliche Funde entscheiden, 

Es ergibt sich somit als Entstehungszeit des Eisentones zum 
Teil das Untereozän, zum Teil das obere Mitteleozän (vielleicht auch 
das untere Obereozän). Die hierdurch notwendige Annahme eines 
Festlandes im oberen Mitteleozän steht im Einklang mit den oben 
erwähnten Tatsachen der geringen Mächtiekeit und Verbreitung des 
Hauptnummulitenkalkes und der über demselben folgenden mittel- 
eozänen Gebilde. Die in diesem Gebiete vorhandenen Lithothamnien, 
ÖOrbitoiden und Nummuliten führenden Kalke stellen sonach nicht das 
Endglied einer kontinuierlichen marinen mitteleozänen Schichtenreihe 
dar, sondern Absätze des nach dieser Festlandsperiode wieder 
vordringenden obereozänen Meeres, das nach einigen Schwankungen 

61* 


474 R. J. Schubert. [14] 


sich endgültig zurückzog, um von jenen großen Wasserläufen ersetzt 
zu werden, denen die Prominaschichten ihre Entstehung verdanken. 

Das mit dem Namen Eisenton bezeichnete Gebilde ist ein roter, 
fester, bisweilen recht gleichmäßiger Ton. Wie eine Analyse im 
chemischen Laboratorium der geol. Reichsanstalt durch Herrn k. k. 
Chemiker C. F. Eichleiter ergab, ist dieser Eisenton teilweise 
sehr reich an löslicher Tonerde (bis 48:70/,), so daß er dann als 
Beauxit bezeichnet werden muss. Obgleich nun dieses Mineral 
seiner Zusammensetzung nach technisch (zur Tonerdegewinnung) nutz- 
bar ist, vermindert das Vorkommen in wenngleich zahlreichen, aber 
oft weit voneinander entfernten im Karste gelegenen Nestern die 
Brauchbarkeit bedeutend. Auch ist Beauxit von gieichmäßiger Be- 
schaffenheit selten, denn durch Anreicherung der "Eisenpartikelchen 
entstanden lokal Bohnerze, deren Übergang in den Eisenton stellen- 
weise recht gut wahrnehmbar ist. Dieser wird von den Bewohnern 
der Umgebung zur Mörtelbereitung verwendet und es ist gewiß inter- 
essant, daß ihn dazu bereits die alten Römer verwendeten, wie ich 
an einem alten Bauwerke — auf der Gradina von KruSevo — wahr- 
nehmen konnte. Wie mir Herr Oberlehrer Colnago in Obrovazzo 
freundlichst mitteilte, bestehen aus diesem Eisentone auch die Fuß- 
böden von Gemächern bei alten Bauwerken. 

‘Der von mir beobachtete Übergang von Tr eaten in Bohnerz 
legt die Vermutung nahe, daß auch für die Bobnerznester, die auch 
im übrigen Dalmatien im Rudistenkalk vorkommen, eine ähnliche 
Entstehung angenommen werden könnte. Das Material, aus dem diese 
sich bildeten, kann dann wohl mit Wahrscheinlichkeit als Lösungs- 
rückstand während der untereozänen (nach Stache protozänen) Fest- 
landsperiode aufgefaßt werden. 


III. Der Aufbau des Gebietes. 


Was die Tektonik dieses Gebietes betrifft, so sagt schon der 
bisher dafür gebräuchliche Name „Prominamulde“, daß man der An- 
sicht war, es liege im wesentlichen eine mit Prominaschichten gefüllte 
Mulde vor. In diesem Sinne ist dies auch in dem neuesten geo- 
logischen Werke über Österreich-Ungarn D) von Prof. Dr. C. Diener 
(I. Bd., pag. 582) dargestellt: „Eine der Rekamulde analoge tektonische 
Po sition nimmt in Dalmatien die weite, große Längsmulde von Drnis 
mit dem Monte Promina ein.“ Allerdings ist bereits seit der Über- 
sichtsaufnahme durch Stache und Hauer und in noch größerer 
Klarheit durch v. Kerners Detailaufnahme des Kartenblattes Kistanje— 
Drnis bekannt, daß im südöstlichen Teile dieser „Mulde“ mehrfache- 
Aufwölbungen von Kreidekalken vorhanden sind. (Vgl. Kerner, 
Verhandl. 1895, pag. 414, 416.) Auch Diener erwähnt diese Ver- 
hältnisse (l. ec. pag. 583): „In der Mulde der Prominaschichten von 
DrniS sind vier untergeordnete NW — SO streichende Gewölbefalten er- 


!) Bau und Bild Österreichs. II. Bau und Bild der Ostalpen und des Karst- 
gebietes. 


[15] Prominaschichten im Blatte Novigrad - Benkovac. 475 


kennbar. Von den fünf Wasserfällen, die die Kerka in ihrem Mittellaufe 
bildet, liegen vier nahe dem Eintritte, der fünfte nahe dem Austritte 
des Flusses aus der Synklinale der Prominaschichten.* Obgleich nun 
schon aus dem Kartenbilde des Blattes Kistanje erkenntlich ist, daß die 
Aufbrüche der Kreidekalke nicht lediglich unbedeutende Aufwölbungen 
einer Synklinale darstellen, so ist diese Ansicht doch erklärlich, wenn 
man das Bild betrachtet, welches die Übersichtskarte von der nord- 
westlichen Hälfte, von dem im Bereiche des Kartenblattes Benkovac— 
Novigrad gelegenen Terrain der Prominaschichten gab. Abgesehen 
von einer schmalen, quer über Obrovazzo streichenden, als selbst- 
ständige Zone ausgeschiedenen Mulde, streicht auf der alten Karte 
der ganze Komplex der Prominaschichten in mehrfachem Wechsel 
von Mergeln und Konglomeraten einheitlich bis über das Binnenmeer 
von Novigrad, um westlich von Possedaria bei Radovin zu schließen. 
Die Grenze dieser das Muldeninnerste darstellenden Prominaschichten 
umgeben nach der alten Karte Mergel und Sandsteine der oberen 
Nummulitenschichten, die tatsächlich weiter gegen Nordwesten bei 
Radovin als regelmäßige Mulde gelagert sind und als solche auch ins 
norddalmatinische Meer ausstreichen. Ich stellte bereits im Vorjahre !) 
fest, daß dieses alte, Zeitmangels halber aus wenigen Turen und über- 
wiegend leider nicht immer zutreffender Kombination gewonnene 
Kartenbild stark von der Wirklichkeit abweicht. Die ganze Südwest- 
küste des Mare di Novegradi besteht nicht aus Prominamergeln, 
sondern aus Kreidekalken eines stellenweise ins Dolomitniveau ent- 
blößten Sattels, der von Nordwesten her, wo er die Halbinsel Bojcete 
der norddalmatinischen Küste bildet, über Gornje Slivnica, Possedaria 
gegen Südost streicht und südlich Novigrad unter die Hülle der Pro- 
minaschichten taucht. In der südöstlichen Fortsetzung dieses Kreide- 
sattels erscheinen in der Linie Pridraga—Karin—Popovic in den Pro- 
minaschichten offenbar eine Aufbruchszone höherer mitteleozäner 
Mergel darstellende weiche, helle Mergel. Diese sind zwar zwischen 
Fratrovie und Dobropoljei obertags nicht mehr ersichtlich, bei diesem 
Orte brechen sie jedoch wieder auf und lassen sich über die Nord- 
ostecke des Blattes Zaravecchia—Stretto in den Bereich des Blattes 
Kistanje—Drnis verfolgen, wo in ihrer südöstlichen Fortsetzung nach den 
Kernerschen Aufnahmen abermals Kreidekalke aufbrechen. Diese 
Aufbruchszone, in welcher streckenweise Kreide- und alttertiäre Kalke, 
streckenweise obere Nummulitenschichten zutage treten, zwischen 
Fratrovic und Dobropoljei allerdings infolge geringer Aufwölbung und 
großer Mächtigkeit der Prominaschichten lediglich diese obertags er- 
sichtlich sind, teilt das Prominaschichtenterrain des Kartenblattes 
Benkovae in zwei ungleich große Abschnitte, deren durchaus nicht 
einfacher Bau im folgenden näher besprochen werden soll. 


1. Der Kukaljabschnitt. 


Es ist dies der kleinere, südwestliche der beiden Abschnitte, 
der im wesentlichen die Landschaft Kukalj zwischen Smil&ic, Karin und 


!) Diese Verhandlungen 1903, pag. 282 u. ff. 


7 Re R. J. Schubert. [16] 


Benkovac umfaßt. Er scheint einen recht einfachen Bau zu besitzen, 
denn an allen größeren ihn querenden Wegen, am Fahrweg von 
Smil&ie nach Novigrad, an der Straße von Smilöie nach Karin und von 
Benkovac nach Karin sowie am Wege von Benkovac nach Bruska 
sieht man fast nur flach gegen Nordosten einfallende Schichten — 
Plattenmergel, denen erst gegen die Aufbruchszone Pridraga !)— 
Karin—Popovic zu einige Konglomeratbänke eingelagert sind, die 
gegen Südosten an Mächtigkeit zunehmen, so daß man auf einen ein- 
fachen Bau, etwa auf einen einheitlichen Faltenflügel oder eine über- 
kippte, beziehungsweise liegende Mulde zu schließen geneigt ist, wie 
dies ja auch bisher in der Tat angenommen wurde. Und doch gibt 
es einige Tatsachen, die entschieden für einen recht komplizierten 
Bau dieses Gebietes sprechen, das sich landschaftlich einheitlich als 
flachgewellter, überwiegend kahler Hügelzug dem Auge darbietet, der 
sich von dem teils bewaldeten, teils verkarsteten Bukovicaabsehnitte 
so scharf abhebt, daß auch vom Volke bereits die Unterschiede wahr- 
genommen und in den Landschaftsnamen Kukalj und Bukovica zum 
Ausdruck gebracht wurden. 


Vor allem fällt im Kartenbilde der Klippenzug von Kor- 
lat—Smilcic auf. (Vgl. diese Verhandl. 1903, pag. 212.) Zwischen 
den zwei genannten Ortschaften ragt entlang der Grenze der Pro- 
minaschichten gegen die höheren mitteleozänen Gebilde eine Anzahl 
von 40—50 wahrnehmbaren, meist ganz kleinen Klippen von typischem 
Hauptalveolinenkalk aus dem umgebenden Gesteine hervor. Die 
größere Anzahl befindet sich im Bereiche der Prominaplattenmergel, 
einige jedoch auch im Bereiche der höheren mitteleozänen Mergel 
und Sandsteine; dies letztere ist beim Gehöfte Radeka des Fall, wo 
der Hauptalveolinenkalk auch landschaftlich klippenartig aus den 
weicheren jüngeren Schichten emporragt. Meist erscheinen die 
Klippen lediglich als Buckel oder kleine Kuppen und sind dann von 
weitem leicht mit den landschaftlich ähnlich sich darbietenden, aus 
dem Lithothamnienkalke der Prominaschichtenreihe bestehenden Kuppen 
zu verwechseln. Die Alveolinenkalkklippen sind in 3—4 Längsreihen 
angeordnet, meist klein und oberflächlich im Umriß rund bis längsge- 
streckt. Die größte derselben ist diejenige von Sv. Jure (nicht ganz 
2 ha). Soweit die massigen Klippenkalke ein Einfallen erkennen lassen, 
entspricht die Richtung desselben meist derjenigen des ganzen gegen 
Nordosten einfallenden Mergel- und Plattenmergelkomplexes. Doch 
lassen vereinzelte Klippen, wie die bei Tintor, deutlich ein Einfallen 
nach Südwesten, also ein der Einfallsrichtung der Klippenhülle ent- 
gegengesetztes erkennen. Nach der ganzen Art des Vorkommens kann 
es sich hier meines Erachtens nur um Durcehspießungsklippen 
handeln, die dadurch zustande kamen, daß ein Komplex von Promina- 
plattenmergeln und älteren Mergeln über eine Aufbruchszone von 
Hauptalveolinenkalk geschoben wurde. Aus dem ganzen Kartenbilde 
des bisher studierten Terrains ergibt sich nun mit großer Wahrschein- 


!) Das auf der Spezialkarte nicht namhaft gemachte Kulturengebiet südlich 
Novigrad, in dessen Bereich sich die beiden Kapellen Sv. Martin und Sv. Marko 
befinden. 


117] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 477 


lichkeit, um nicht zu sagen Sicherheit, daß diese Aufbruchszone von 
Hauptalveolinenkalk jener Sattelzone angehört, die von Südosten her 
streichend im Höhenzuge des VukSi6 (cf. diese Verhandl. 1901, pag. 234) 
ins Kreidekalkniveau aufgebrochen ist und deren Kern bis Perusic bei 
Benkovac aus Hauptalveolinenkalk gebildet wird. Bei Benkovac ist an 
den höheren mitteleozänen Gebilden noch die antiklinale Schichten- 
stellung bemerkbar (cf. diese Verhandl. 1903, pag. 210, 211). Im 
Quartärgebiete der Klicevica (Torr. Matieca—Ljubovlje) ist dann die 
Antiklinalzone nicht näher zu verfolgen, bis in dem besprochenen 
Klippenzuge der Hauptalveolinenkalk abermals obertags erscheint, 
um erst weiter nordwestlich beim Gehöfte Rupalj (diese Verhandl. 
1905, pag. 281) vom Torrente Bascica an abermals den Kern eines 
zusammenhängenden Aufbruches zu bilden. Während man an Ort 
und Stelle zweifeln könnte, ob diese Klippen wirklich so zu deuten 
sind, scheint mir diese Erklärung bei Berücksichtigung des gesamten 
Kartenbildes als die einzig mögliche. 

Stellt nun der Klippenzug tatsächlich die Reste eines zwischen 
Perusi&E und Rupalj liegenden Hauptalveolinenkalkaufbruches dar, 
dann könnte man erwarten, Reste der zwischen dem Hauptalveolinen- 
kalke und Prominaplattenmergel befindlichen Schichtglieder des 
Hauptnummulitenkalkes und der höheren mitteleozänen Gebilde in 
der Klippenhülle zu finden. Und in der Tat tauchen die Alveolinen- 
kalkklippen bisweilen nicht unvermittelt aus den Plattenmergeln auf, 
sondern lassen allerdings stark gepreßte und verdrückte Reste wahr- 
nehmen, welche die Reste dieser Zwischenschichten darstellen könnten. 
Allerdings ist bei der petrographischen Ähnlichkeit aller über dem 
Hauptalveolinenkalke liegenden Schichten und bei den heftigen 
Störungen, womit die Überschiebung und Durchspießung verbunden 
war, eine nähere Bestimmung der verquetschten Mergel und Kalke 
meist unmöglich. So erstrecken sich vom Gehöfte Ostoic östlich 
Sv. Jure gegen Südosten, auch gegen Norden zu zwischen Ostoic— 
Gagie—Opatic Kuppen aus Mergelkalken mit Korallen-, Seeigel-, 
Krinoiden- und Molluskenresten, die gar wohl den obersten mittel- 
eozänen Gebilden entstammen könnten. Ebensowohl können es jedoch 
auch Einlagerungen harter Kalke der Prominaschichten sein. Ich habe 
daher; zumal die Alveolinenkalkklippen selbst ja zumeist sehr klein 
sind, mich darauf beschränkt, lediglich die aus Alveolinenkalk 
bestehenden Klippenkerne auszuscheiden, bei denen ich sicher war, 
alteozäne Kalke vor mir zu haben. 

An der Straße von Smilie nach Karin vor km 255 scheint den 
Prominaplattenmergeln eine Bank mit Nummudkites perforata eingelagert, 
ebenso sind anscheinend mitteleozäne Kalke bei der Erhöhung 208 
aufgeschlossen, die eine nordwestliche Fortsetzung der Klippen westlich 
des Gehöftes Radmanovic darstellen dürften. Im nordwestlichsten Teile 
dieser Plattenmergelzone nördlich SmilöicE beim Torrente Katinovac 
sieht man, daß über den nordöstlich einfallenden, zweifellos marinen 
höheren mitteleozänen Gebilden plattige Mergelkalke lagern, denen 
jedoch auch harte Kalkbänke eingelagert sind, wie auch westlich 
Vujkovic, an der Straße nach Novigrad, östlich Pozder, nördlich 
Kula Atlagica, die beim Verwittern im Gegensatze zu den scherbig 


a7s R. J. Schubert. [18] 


verwitternden Plattenmergeln Karstrelief zeigen und sich wie Klippen 
aus den weicheren Plattenmergeln abheben. Doch sind diese Bänke, 
deren Zusammenhang allerdings mehrfach gestört und unterbrochen 
ist, nicht alteozän. sondern entweder fossilleer oder sie enthalten 
kleine Nummuliten (Paronaeen), Orbitoiden, Korallen und Mollusken- 
reste, ähnlich wie die Lithothamnienkalke (= obere Nummulitenkalke) 
an der Basis der Prominaschichten oder wie die harten Kalk- 
einlagerungen, die auch sonst dem Prominamergel eingeschaltet 
sind. Stellenweise sind sie auch mehr oder minder brecciös. Auch 
östlich und südlich des Gehöftes Kukalj ragen aus den Plattenmergeln 
solche härtere Kalkbänke hervor; hier stehen sie wohlim Zusammenhange 
mit der mächtigen Zone der Lithothamnienkalke, welche die Kreide- 
und Alveolinenkalke des Possedariasattels umgeben und in welchen 
die am schwierigsten passierbare Strecke des Torrente Mosunja 
eingeschnitten ist. Ich mußte jedoch, wie ich bereits oben erwähnte, 
davon absehen, alle diese so zahlreichen, oft minimalen Kalkein- 
lagerungen der Plattenmergel kartographisch auszuscheiden und mich 
darauf beschränken, diese Lithothamnienkalke oder oberen Nummuliten- 
kalke dort auszuscheiden, wo sie in größerer Mächtigkeit auftreten, 
das ist im Bereiche des Possedaria- und zum Teil des Zdrilosattels. 
Während also diese scheinbaren Klippen ohne Belang für die 
Deutung des geologischen Aufbaues des Kukaljabschnittes sind, beweist 
der aus Hauptalveolinenkalk bestehende Klippenzug 
von Korlat—Smiltic, daß im westlichsten Teile dieses 
Abschnittes der Rest einer der Perusi@c—Rupalj-Anti- 
klinale entsprechenden Aufwölbung zu suchen ist. 
Unmittelbar hinter den Häusern von Benkovac selo an der von 
Benkovaec nach Karin führenden Straße scheinen den bisweilen schön 
plattig ausgebildeten Mergeln der Prominaschichten einige Bänke 
massigerer sandiger Kalkmergel mit Nummulites (Gümbelia) perfo- 
rata eingelagert von der Fazies, wie sie in den obersten Lagen der 
höheren mitteleozänen Gebilde vorkommen. Dieselben enthalten vor- 
zugsweise dickgebauchte typische Exemplare von Gümbelia perforata. 
Ganz ähnliche Schichten finden sich etwa 1 /km nördlich davon und 
dazwischen kommen in den Plattenmergeln nebst Nummulites (Paronaea) 
Tehichatcheffi, Orbitoiden und Assilinen vor. Während nun dies letztere 
Vorkommen nicht ungewöhnlich in den Prominamergeln, namentlich 
in den unteren Lagen derselben ist, läßt das Vorkommen der Num- 
mulites perforata eine zweifache Erklärung zu. Entweder reicht diese 
für das Mitteleozän bezeichnende Art auch ins obere Eozän, bezie- 
hungsweise Unteroligozän hinauf, oder aber es bedeutet diese Fund- 
stelle einen Aufbruch mitteleozäner Mergel. Denn eine Einschwemmung 
aus älteren Schichten scheint mir bei dem Erhaltungszustande und 
Vorkommen ausgeschlossen. A priori scheint es nun nicht unwahr- 
scheinlich, daß sich diese im obersten Mitteleozän lokal noch häufige 
Art stellenweise auch in den Gewässern des Obereozäns erhielt. Doch 
nat auch die andere Ansicht, daß nämlich hier ein Aufbruch vorliegt, 
einiges für sich. Eine Klippe älterer Schichten aus jenem Sattelzuge, 
dem die Klippen von Korlat— Smildie angehören, kann allerdings nicht 
vorliegen, wenn schon das Vorkommen von Nummulites perforata bei 


[19] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 479 


Benkovac selo scheinbar in der südöstlichen Verlängerung jener 
Klippen liegt, da jener Sattelzug bei Benkovac noch einen antiklinalen 
Bau besitzt, jedoch so schwach aufgewölbt ist, daß nur die höheren 
mitteleozänen Gebilde obertags ersichtlich sind. Man müßte annehmen, 
daß ein Aufbruch einer dem Sattel von Perusi6—Rupalj parallelen, 
nordöstlich davon streichenden Aufwölbungszone vorliegt. Ein Blick 
auf die von mir und Dr. von Kerner aufgenommenen Blätter 
Zaravecchia—Stretto und Kistanje—DrniS zeigt, daß nordöstlich des 
Sattelzuges Vuksic—Perusie ein Kreide- und Alveolinenkalksattel 
verläuft, der im Kerkovic 181 m erreicht, welcher schon an der 
BribiSnica (westlich Ponti di Bribir) unter die mitteleozänen Mergel 
taucht und dessen nordwestlicher Fortsetzung vielleicht die fast 
horizontal gelagerte Konglomeratdecke der Oelinka entspricht. 

Esist daher die Möglichkeit vorhanden, daß das 
‘erwähnte Vorkommen der mitteleozänen Nummuliten 
im Plattenmergel von Benkovac selo auf abermalige 
Aufwölbung dieser Sattelzone zurückzuführen ist, 
gleichwie auch die tieferen Schichten der Perusic- 
antiklinale einigemal emporgepreßt sind. 

Bei Betrachtung der nordwestlichen und südöstlichen Verlängerung 
des Kukaljabschnittes fällt auf, daß sich gegen Nordwesten eine breite, 
regelmäßig gebaute Mulde, die von Islam (cf. diese Verhandl. 1903, 
pag. 278) anschließt, während im Süden in der Nordostsektion des 
Blattes Zaravecchia nebst der bereits erwähnten Aufwölbung von 
Kerkovit— Oelinka und einem kleinen Aufbruche nordöstlich von 
ÖOstrovizza das breite, vornehmlich mit mitteleozänen Mergeln und 
Quartärgebilden erfüllte Aufbruchpolje der Ostrovica bara sich befindet. 
Zwar schließt dieser Aufbruch der älteren (marinen) Mergel nord- 
westlich Ostrovizza noch im Bereiche des Blattes Zaravecchia, doch 
dürfte diese Sattelzone, die am Nordwestende des Kukaljabschnittes 
allerdings nicht mehr wahrnehmbar ist, noch in der Südosthälfte 
desselben vorhanden sein, wenn sie auch bei der Überkippung des 
gesamten Schichtkomplexes und der petrographischen Ähnlichkeit 
nicht abzugrenzen ist, 

Bei Lisicie östlich Benkovac beginnt eine Quartärzone, deren 
Kulturen sich angenehm aus den durch Plattenmergel bedingten 
Scherbenfeldern des Kukaljabschnittes abheben. Sie folgt im ganzen 
dem Streichen, verschmälert sich gegen Nordwesten bis zur Straße 
Benkovac— Karin, wird dann wieder etwas breiter und ist alseinheitliche, 
teilweise mit Buschwald bedeckte Zone bis etwas über Poljak Sirovina 
.zu verfolgen. Die weitere nordwestliche Fortsetzung bilden einzelne 
räumlich voneinander durch Plattenmergelstrecken getrennte Quartär- 
relikte, deren bedeutendstes das bei Kapitanovig ist. In diesem nord- 
westlichen Teile bildet den Untergrund dieser Quartärzone sicherlich 
Plattenmergel, doch ist die Quartärdecke auch bedeutend geringer 
als bei Lisicie, wo auch einige Brunnen vorhanden sind. Besonders 
der in der Quartärmitte gelegene Brunnen ist mehrere Meter tief 
und besaß im Juli 1904 zur Zeit großer Hitze und Trockenheit 
ausgiebiges, sehr kaltes Wasser, während die beiden auf der Spezial- 
karte am Rande der Kulturzone eingetragenen Brunnen zur selben 

Jahrbuch d.k. kK. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 62 


480 R. J. Schubert. [20] 


Zeit nur sehr spärliches Wasser enthielten. Dieses Vorhandensein von 
kaltem Wasser im Bereiche der Plattenmergel, die infolge ihrer 
intensiven scherbigen Zerklüftung im ganzen wasserarm sind, legt die 
Vermutung nahe, daß es sich hier um in der Tiefe vorhandene ältere 
Mergel handeln dürfte, da diese infolge der petrographischen Be- 
schaffenheit in höherem Grade als die Prominamergel wasserstauend 
wirken. Und diese Vermutung gewinnt an Wahrscheinlichkeit, wenn 
man diese drei Brunnen von Lisicie verbindet und sieht, daß diese 
Verbindungslinie in der nordwestlichen Fortsetzung des erwähnten 
Mergelaufbruches von Ostrovizza gelegen ist. Außerdem liegt in der 
Verbindungslinie dieses Mergelaufbruches und der Brunnen von Lisidie 
ein abseits von Gehöften gelegener Brunnen, der „Crnogorac“, und 
ganz an der Kartenblattgrenze ein anderer natürlicher Wasserbehälter, 
die Lokva Oatrnja. Auch zeigen die Prominaschichten (Konglomerate) 
noch nahe dem Südrande des Blattes Benkovac, südlich der Banska gora, 
einen antiklinalen Bau. 

Diese antiklinale Schichtenstellung läßt schließen, daß die Auf- 
wölbungszone von Ostrovizza sich auch in den Kukaljabschnitt des 
Blattes Benkovac fortsetzt. Mit einiger Wahrscheinlichkeit 
kann daher das Vorhandensein der natürlichen Wasser- 
behälter Catrnja—Crnogoraece — der drei Brunnen von 
Lisiei&e in der nordwestlichen Fortsetzung der Auf- 
wölbungszone von Ostrovizza in Verbindung mit unter- 
lagernden älteren Mergeln gebracht und die Quartär- 
zone Lisicic-Kapitanovacalsnordwestliche Fortsetzung 
der Aufbruchszone von Ostrovizza bezeichnet werden. 

Einen weiteren Anhaltspunkt dafür, daß der Kukaljabschnitt 
keineswegs einen einfachen Bau besitzt, bietet auch die petrographische 
Beschaffenheit der ihn aufbauenden Schichtbänke. Westlich der Quartär- 
zone Lisicie—Kapitanovac sind Fossilreste nicht selten; abgesehen 
von den mitteleozänen Nummuliten sind es Nummulites Tehihatcheffi 
und andere kleine Paronaeen, Orbitoiden, Korallen und Lithothamnien, 
wie sie für die unteren Lagen der Prominaschichten bezeichnend 
sind. Ostlich der erwähnten Zone jedoch sind die Mergel meist leer, 
werden gegen Osten auch diekgebankter und an Stelle der harten 
Kalkbänke enthalten sie einzelne Geröllagen eingeschaltet wie westlich 
202, zwischen 215 und 157 an der Straße nach Karin, die gegen 
Karin und den Otavac zu an Häufigkeit und Mächtigkeit zunehmen. 

Diese Konglomeratzonen des Kukaljabschnittes unterscheiden 
sich jedoch von denen der Bukovica, indem sie nie so massig sind 
und auf größere Strecken anhalten, sondern zumeist einen Wechsel 
seröllführender und geröllfreier Bänke oder Zonen erkennen lassen. 
Die kartographische Ausscheidung ist daher meist schwer und bei der 
Unübersichtlichkeit des Terrains häufig nur schematisch durchführbar. 

Die Haupteinfallsriehtung ist im Kukaljabschnitte gegen Nordosten, 
und zwar mit einem Verflächungswinkel von 10° bis 30°. Abweichungen 
von dieser Einfallsrichtung sind selten, da es sich im wesentlichen 
um ein System überkippter bis liegender und überschobener Falten 
handelt. Eine im Gegensatze zu dem ruhigen Verflächen stehende 
mehrfache Fältelung ist auf eine kurze Strecke am Südrande der von 


[21] Prominaschichten im Blatte Novigrad--Benkovac. 481 


Smil&i@ nach Karin führenden Straße bei der Brücke 180 wahrnehmbar, 
ebenso sind sekundäre Aufwölbungen an anderen Stellen, besonders 
15 km östlich davon an und nördlich der Straße wahrzunehmen, die 
offenbar durch Störungen bedingt sind, welche mit denjenigen am 
Torrente Mosunja im Zusammenhange stehen. 

Zahlreich sind die Querbrüche, die den ganzen Abschnitt durch- 
setzen und auch schon landschaftlich als ein System von besonders am 
Südwestrande. zahlreichen Querrinnen — von senkrecht zum Streichen 
verlaufenden Torrenten — ersichtlich sind und wodurch das Terrain 
im Osten von SmilöicE aus quer zum Streichen sich erstreckenden 
flaehen Hügelzügen besteht. 

Resumieren wir die Ergebnisse, zu denen die Untersuchung über 
den Bau des Kukaljabschnittes führte, so ergibt sich, daß der 
Kukaljabschnitt ein System von zwei (im Westteile 
drei) liegenden, zum Teilüberschobenen Faltensätteln 
und drei bis vier gleichfalls gestörten Faltenmulden 
darstellt. 


2. Die Aufbruchszone Possedariasattel— Karin —Dobropoljci. 


Den von mir bereits im Vorjahre dargelegten Grundzügen des 
Aufbaues des Possedariasättels (cf. diese Verhandl. 1903, pag. 283 ff.) 
möchte ich hier einige Ergänzungen anfügen, da ich im Laufe der 
heurigen Aufnahmen über einige mir im Vorjahre zweifelhaft ge- 
bliebenen Verhältnisse Klarheit erlangt zu haben glaube. Es handelt 
sich nämlich vornehmlich um die Stellung der oben von mir unter 
dem Namen „Lithothamnienkalk“ oder „oberer Nummulitenkalk* aus- 
geschiedenen Kalke und Mergelkalke, die ich bereits im stratigraphischen 
Teil als Basalglieder der Prominaschichten bezeichnete. Sie begleiten 
den Alveolinenkalk des Nordostflügels, und zwar von Grn. Slivnica 
bis nördlich Possedaria und ebenso südlich des Binnenmeeres von 
Novigrad. Sie stellen eine Zone dar, welche meist breiter als der 
Alveolinenkalk ist, nur nahe der Südwestecke des genannten Meeres 
nimmt der letztere an der Küste eine breitere Zone ein, um jedoch 
schon an der Straße von Novigrad nach Smil&ie wieder auf die gewöhn- 
liche Breite reduziert zu sein. Beim Gehöfte Badanj sind sowohl 
Lithothamnienkalk als auch Alveolinenkalk ganz verdrückt; westlich 
davon bildet der Lithothamnienkalk das Karstterain im Bereiche der 
Gehöfte Bratovic, Vlatkovic, Palju, Baraba, Coric, Buterin, Glavica 
und Portada, ist jedoch vielfach gestört, wie aus dem Emportauchen 
mehrerer Hauptalveolinenkalk- und Hauptnummulitenkalkschollen er- 
hellt. Es ist das Gebiet, das mich im Vorjahre zur Vermutung brachte, 
daß diese damals mir noch problematischen Lithothamnienkalke 
‚Einlagerungen im Hauptalveolinen-, beziehungsweise im Hauptimper- 
foratenkalke darstellen, bis ich heuer nach Kartierung des weiteren 
Gebietes erkannte, daß die Alveolinen- und Hauptnummulitenkalke 
eine Art Klippen-Aufbruchsschollen der harten älteren Kalke aus den 
jüngeren, oft scherbig zerfallenden sind. Solche ältere Schollen sind 
es offenbar auch, welche die von mir ]. c. Seite 286, Zeile 17 erwähnten 
Nummulites perforata enthalten. Auf Seite 286 und 287 schrieb ich: 
62* 


482 R. J. Schubert. [22] 


„Solange ich daher nicht Anhaltspunkte finde, daß die fraglichen Kalke 
mit Korallen, Krinoiden, kleinen Nummuliten, Lithothamnien etc. nördlich 
Palju und Baraba sicher nicht dem Imperforatenkalkniveau angehören, 
möchte ich sie auf der Karte mit den typischen Imperforatenkalken, 
von denen sie schwer scheidbar sind, vereinen, da sonst die ohnedies 
nur schmale Kalkzone zwischen dem Kreideaufbruche und der Linie 
Portada— Glavica— Buterin—Palju ein äußerst kompliziertes Kartenbild 
aufweisen würde. wo die Möglichkeit vorhanden ist, daß sie lediglich 
den vielfach zerstückten, aus Imperforatenkalk bestehenden Südwest- 
flügel darstellt.“ Nachdem ich heuer die diesbezüglichen Verhältnisse 
im Gebiete zwischen dem Possedaria- und Zdrilosattel studiert hatte 
und zur Ansicht gelangt war, daß die fraglichen Kalke jünger sind 
als die Alveolinenkalke, habe ich bei meinen diesjährigen neuerlichen 
Begehungen dieses Gebietes die typischen Hauptalveolinen- und Haupt- 
nummulitenkalke von den oberen Nummulitenkalken getrennt und 
wenigstens die größeren dieser Schollen auf der Karte auszuscheiden 
vermocht. 

Die am Westrande der Karstzone bei den Gehöften Portada, 
Glavica, Buterin befindlichen kleinen Alveolinenkalkschollen sowie 
die größere, welche die Straße von Smildic nach Novigrad bald hinter 
Punkt 153 quert, dürften wohl lediglich Aufbruchsschollen aus dem 
Imperforatenkalke des Südwestflügels des Sattels darstellen. Ich er- 
wähne dies, weil die Möglichkeit nicht ausgeschlossen, wenn auch 
nicht wahrscheinlich ist, daß hierin Aufbruchsreste einer der auf Blatt 
Kistanje ersichtlichen Faltenzonen vorliegen. 

Die Grenze des Sattels gegen den Kukaljabschnitt ist unregel- 
mäßig. Jung- und altquartäre Lehme und Sande verhüllen dies Grenz- 
gebiet teilweise, da die Übersiehtlichkeit des Baues nicht bloß während 
der Auffaltung des Gebietes durch die tektonischen Vorgänge, sondern 
auch durch präquartäre und quartäre Einbrüche vermindert wurde. 
Die höheren mitteleozänen Gebilde sind in diesem Grenzgebiete nur 
in spärlichen UÜberbleibseln vorhanden, während sie im Westen davon 
mächtig entwickelt sind; dies kann jedoch nicht sonderlich befremden, 
da ja die harten Alveolinen- und zum Teil Hauptnummulitenkalke 
eher aus den „oberen Nummulitenkalken“ emporgepreßt werden 
konnten als die weichen und sandigen mitteleozänen marinen Mergel. 

Östlich des Gehöftes Badanj schließt der Rudistenkalkaufbruch, 
bald darauf der des Alveolinenkalkes und an dem Torrente, welcher 
die Fortsetzung des Torrente Mosunja darstellt, taucht auch der 
Lithothamnienkalk unter die Hülle der Prominaplattenmergel. Auf- 
fälligerweise schließt sich jedoch in der Streichungsrichtung dieses 
Sattels eine Kulturenzone an, die Pridraga, deren Grundlage weiche 
helle Mergel bilden, die ganz denen der höheren mitteleozänen Gebilde 
ähneln. Und in der Tat ergab die mikroskopische Untersuchung 
des Schlämmrückstandes zweier am Fahrwege nördlich der Kapelle 
Sv.Martin entnommenen Mergelproben das Vorhandensein gut erhaltener 
mariner Mikroorganismen, von Foraminiferen der Gattungen Nodosaria, 
Polystomella, Truncatulina und anderer. Allerdings erwiesen sich andere 
Proben als fossilleer, doch kann dies negative Ergebnis durch Ver- 
schwemmung der Mergelpartien, denen die Proben entnommen wurden, 


[23] Prominaschichten im Blatte Novigrad— Benkovac. 483 


bedingt sein, da die Proben aus oberflächlichen Partien stammten. 
Gut aufgeschlossen sind diese Mergel in mehreren seichten Gräben 
und Wasserrissen südöstlich Sv. Martin. Außer Mergeln erscheinen 
in dieser Quartärzone der Pridraga auch Kalksandsteine und Konglo- 
meratbänkchen (bei Sv. Martin und westlich Culine), die gleichfalls 
noch den obersten Schichten der höheren mitteleozänen Gebilde an- 
gehören dürften, wenngleich ich darin bisher noch keine bezeichnenden 
Fossilreste auffinden konnte. Möglicherweise gehören einige dieser 
Konglomerate, wie diejenigen, welche die eine Hausruine tragende 
Kuppe südöstlich Sv. Martin bilden, bereits in den Komplex der 
Prominaschichten und stellen Relikte derselben dar. Eine scharfe 
Grenze besteht ja zwischen den höheren mitteleozänen Gebilden und 
den Prominaschichten nicht und bei dem allmählichen Ubergange 
kann die Trennung dieser beiden in den extremen Partien allerdings 
gut unterscheidbaren Schichtglieder oft nur schematisch erfolgen. 
Auch nordwestlich und westlich der Kapelle Sv. Marko treten diese 
Mergel deutlich zutage, desgleichen Kalksandsteine mit hieroglyphen- 
artigen Fossilresten, so daß sie einen flyschähnlichen Habitus annehmen. 
Diese letzteren sind oft in den weichen Mergel förmlich hineingeknetet, 
was wohl nicht wundernehmen kann, wenn man bedenkt, wie stark 
die harten Kalke des Possedariasattels gestört sind. 

Die näheren tektonischen Verhältnisse sind hier ebensowenig 
als weiter südöstlich wahrnehmbar, nur so viel scheint nach dem ganzen 
Kartenbilde sicher, daß eine stark gepreßte und gestörte Aufbruchs- 
zone vorliegt, deren Südwestrand junge Niederbruchslinien begleiten. 
Denn während am Nordostrande lokal die weichen Mergel direkt vom 
Plattenmergel überlagert scheinen und die Quartärhülle oft ganz gering- 
fügig ist, deuten die den Südwestrand begleitenden Wiesen und 
Wassergerinne und die in letzteren ersichtlichen nicht unbeträchtlichen 
Jungquartärlagen (namentlich im nördlichen Teile der Pridraga darauf 
hin, daß nebst den Störungen, welche diese Zone im Tertiär bei der 
Auffaltung zu erleiden hatte, auch die jungen Einbrüche der Meerbecken 
von Novigrad und Karin dieselbe in Mitleidenschaft zogen und nament- 
lich die Senken, beziehungsweise Tiefenzonen am Südwestrande ver- 
anlaßten. 

An der Straße von Karin nach Smil&ie sind die Mergel dieser 
Aufbruchszone von jungen Quartärgebilden ganz überdeckt ebenso am 
Fahrwege von Karin nach Benkovac. Hier ist auch wahrzunehmen, 
daß der Südwestrand eine Senke darstellt und daß dort das Quartär 
die größte Mächtigkeit besitzt, wie dies ja auch weiter gegen Süd- 
osten zu der Fall ist. Gegen den Nordostrand der Quartärzone bestehen 
die Seitenmauern des Fahrweges aus lockeren Konglomeraten und 
sandigen gelblichen Mergeln vom Habitus der höheren mitteleozänen 
Gebilde. Am Längsfahrwege gegen die Schule zu sieht man, daß diesen 
gelblichen bis bräunlichen sandigen Mergeln mehr minder häufige Gerölle 
eingelagert sind. Diese Gesteine erinnern auffallend an jene, die im 

Muldeninnersten des Poljenzuges Pristeg—Ceranje, bei Ka$ic—Islam, 
bei Sopot—Benkovac oder bei Zemonico die obersten Lagen der 
oberen mitteleozänen Gebilde darstellen. Helle Mergel erscheinen 
abermals gegen den nordöstlichen Rand bei Ivanic—Suz (Sus) zu 


484 . R. J. Schubert. [24] 


zwischen den Konglomeraten und sandigen Mergeln an der Oberfläche 
sowie beim Brunnen nordöstlich Belan, westlich der Kirche von Karin, 
in den Weinbergen westlich des Fahrweges und an diesem selbst,. wo 
sie meist nordöstliches, auf eine kurze Strecke jedoch auch ein süd- 
westliches Einfallen erkennen lassen, so daß hier ein antiklinaler Bau 
vorzuliegen scheint. 

Im weiteren südöstlichen Verlaufe dieser vom Prominaschichten- 
terrain sich deutlich abhebenden Quartärzone liegen dem Quartär 
mehr Mergel von der Fazies und wahrscheinlich auch vom Alter der 
Prominaplattenmergel zugrunde, indem offenbar die Aufwölbung geringer 
war und die älteren Mergel nur an einzelnen Punkten an die Ober- 
fläche brachte. Denn in den Steinmauern zu beiden Seiten des Weges 
von der Kirche von Popovic zum Popovic vrh sind offenbar aus der 
nächsten Nähe stammende Blöcke von älteren Kalksandsteinen zu 
sehen und beim Tümpel südlich Fratrovic scheinen abermals Reste 
älterer Mergel entblößt. 

Südlich des Gehöftes Vidic enthält das Quartär am Südwestrande 
(dieser Zone zu Platten vereinte Konkretionen, wie sie dem Altquartär 
eigentümlich zu sein pflegen, so daß diese Stelle zu der Annahme 
veranlaßt, daß es sich hier um Relikte ehemals ausgedehnterer Alt- 
quartärablagerungen handelt. Ich glaubte dies auch auf der Karte 
wenigstens schematisch zum Ausdruck bringen zu sollen. 

Von Fratrovic an bis Dobropoljei fehlt sowohl eine zusammen- 
hängende Quartärzone wie auch ältere Mergel obertags nicht ersichtlich 
sind. Doch ist es wohl durchaus kein Zufall, daß sämtliche in Betracht 
kommenden natürlichen Wasserbehälter, die Brunnen und Tümpel 
(Lokva), von denen sich die oft stundenlang entfernt wohnenden Be- 
wohner das Wasser holen müssen, in der Verbindungslinie Fratrovic— 
Dobropoljei angeordnet sind, so die Brunnen zwischen Fratrovic und 
dem ÖOtavac, Skalice und bei Brgud, die Lokva bei Sapan und die 
Brunnen und Tümpel bei Dobropoljei selbst. Offenbar liegen hier. die 
älteren Mergel, die, wie bereits beim Kukaljabsehnitt erwähnt wurde, 
infolge ihrer petrographischen Beschaffenheit ein besser wasserstauendes 
Mittel darstellen als die Prominaplattenmergel, in geringer Tiefe. Viel- 
leicht sind es zum Teil auch bloß die untersten Lagen der Promina- 
plattenmergel, welche die Wasserführung bedingen, doch ist dies ja 
schließlich ohne große Bedeutung, da es sich ja im wesentlichen darum 
handelt, den Verlauf der Sattellinie festzustellen, was allerdings in 
großen Zügen leichter als im Detail durchzuführen ist. 

In dieser durch die Anordnung der natürlichen W issefhehall 
segebenen Sattellinie tauchen zwischen den Konglomeratmassen des 
Krivolisac südöstlich Brgud und denjenigen vom Nordfuße der Banska 
gora im Süden von den Plattenmergeln, welche das Kulturengebiet 
südlich des Krivolisac bilden, narte Kalke mit Korallen, Orbitoiden 
und kleinen Nummuliten auf, die ganz den oberen Nummulitenkalken 
oder Lithothamnienkalken entsprechen, ebenso auch weiter gegen Süd- 
osten zu in der Umgebung der Lokva südwestlich Sapan, auch auf den 
Blättern Zaraveechia und Kistanje. Obgleich nun diese Kalke sicher 
ein tieferes Niveau der Prominaschichten darstellen und daher wahr- 
scheinlich .auch das gleiche Alter wie die „Lithothamnienkalke“. bei 


[25] -Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 485 


Possedaria, Novigrad und Slivnica besitzen dürften, sah ich dennoch 
davon ab, diese übrigens nur in geringer Mäßigkeit vorhandenen 
Kalke mit der Farbe der „Lithothamnienkalke“ auszuscheiden, da es 
sich möglicherweise doch nur um faziell gleiche Einlagerungen in 
verschiedenen Niveaux der Prominaschichten handeln könnte. 

Dem Ackergebiete zwischen Sapan und Dobropoljei liegen über- 
wiegend Plattenmergel zugrunde, wie entlang des ganzen Fahrweges 
von.der Lokva zum Kirchlein Sv. Jure wahrnehmbar ist. Ab und zu 
sind denselben die soeben besprochenen diekgebankten Kalke, auch 
Konglomeratbänke eingelagert. Erst von den auf der Karte als Brunnen 
und Lokva eingezeichneten Wasserlöchern südöstlich der Kirche Sv. Jure 
an dürften dem als flache Depression dem Plattenmergelkomplex 
gegenüber markierten Quartär wieder ältere Mergel zugrunde liegen, 
wie dies auch weiter südöstlich im Bereiche der Kartenblätter Zara- 
vecchia—Stretto und Kistanje—Drnis der Fall ist. Dr. F. v. Kerner 
hat (diese Verhandl. 1895, pag. 419) bereits in der südöstlichen Fort- 
setzung dieser Aufbruchszone im Bereiche des Blattes Kistanje— DrniS 
zwischen LeZaid, ZeGevo—Varivode das Vorhandensein eines geneigten 
Aufbruches von oberen Nummulitenschichten (höheren mitteleozänen 
Mergeln) festgestellt, die beiderseits von Plattenmergeln (Mergel- 
schieferzügen) und Konglomeratbänken begleitet sind und nach der- 
selben Richtung: (das ist Nordost) einfallen. Nordöstlich von Lezaie 
also fast an der Grenze gesen das Blatt Zaravecchia, fand Kerner, 
daß die nummulitenführenden Gesteine eine größere Härte und eine 
mehr scherbige als plattige Absonderung besitzen, worauf er schloß, daß 
hier bereits in der Achse der schiefen Falte die Grenzschichten gegen 
den Hauptnummulitenkalk zum Vorschein kommen. Auch ich fand 
ähnliche Kalke im Jahre 1901 nordwestlich von Lezaic, in der Nord- 
ostecke des Blattes: Zaravecchia, wo sie häufig Korallen enthalten, 
die allerdings meist schlecht erhalten sind. Der von Kerner 1895 
seäußerten Vermutung, dab diese Kalke die Grenzzone gegen den 
Hauptnummulitenkalk darstellten, kann ich mich nach meinen heurigen 
Erfahrungen nicht anschließen. Danach kann wohl kein Zweifel 
darüber vorhanden sein, daß diese Kalke den von mir südlich des 
Krivolisae gefundenen näher 'stehen als dem Hauptnummulitenkalke. 
Es dürften petrographisch sehr ähnliche Kalke sowohl den obersten 
Bänken der höheren mitteleozänen Mergel (oberen Nummulitenschichten 
Kerners) als auch den tiefsten Lagen der Prominaschichten ein- 
gelagert sein, eine: größere Mächtigkeit nach unseren bisherigen 
Erfahrungen lediglich im Süden und Norden des Mare di Novegradi 
erlangt haben. 

Möglicherweise gehört in diese Aufbruchszone auch das Quartär- 
gebiet von Brgud, obwohl es mir bisher noch nicht gelang, Reste 
älterer Schichten dort aufzufinden. 

Von dem im Bereiche dieses Sattelzuges befindlichen Scoglien 
im Binnenmeere von Novigrad ist der Skolj veliki klein, sehr 
flach, rundlich im Umrisse und mit alten Mauerresten und Strand- 
schutt derart bedeckt, daß es fast unmöglich ist, ohne Grabungen 
die eigentliche Grundlage festzustellen. Nebst Blöcken und Brocken 
von Prominamergeln und Konglomeraten sah ich Alveolinenkalk‘ 


486 R. J. Schubert. | [26] 


Kreidekalk und Dolomit. Doch kann nach dem ganzen Kartenbilde 
wohl mit Sicherheit Kreidekalk aus dem Nordostflügel des Possedaria- 
sattels als Grundlage angenommen werden. 

Der Skolj mali weist ähnliche Verhältnisse auf wie der erst- 
genannte Scoglio, doch glaube ich hier den Kreidekalk anstehend 
gesehen zu haben. 

Der Scoglio mit der Kapelle Sv. Duh ist noch kleiner, aber höher 
als die beiden übrigen Scoglien und besteht aus nordöstlich einfallenden 
Bänken von Kreidekalk mit untergeordneten dolomitischen Lagen. Er 
hängt gegen Westen mit dem Südwestufer des Mare di Novegradi durch 
einen sandigen Schlammstreifen einigermassen zusammen, offenbar 
einem in seiner jetzigen Lagerung jungquartären Schwemmgebilde von 
ähnlicher petrographischer Beschaffenheit wie die Alluvien an der 
Münduug des Torrente BaS£ica. 


3. Der Bukovicaabsehnitt. 


Mit diesem Namen bezeichne ich nicht bloß die Landschaft 
Bukovica, sondern auch das südwestlich derselben bis zur Aufbruchs- 
linie Possedaria— Karin —Dobropoljei sich erstreckende Promina- 
schichtenterrain, also auch die Umgebung der Binnenmeere von Karin 
und Novigrad (mit Ausnahme der Westküste des letzteren) und der 
Ortschaft BruSka, da sich dies Gebiet dem Baue nach als verhältnis- 
mäßig einheitlich darstellt. 

Dieser zweite Abschnitt zeigt in seinem nordwestlichen, nördlich 
des Mare di Novegradi gelegenen Teile teilweise einen synklinalen 
Bau, nämlich im nordwestlichen Teile, wo überwiegend mergelige 
Schichten vorhanden sind, die bei der Kirche Sv. Kuzman i Damjan 
von Slivnica auch ein angeblich 1 m mächtiges Braunkohlenflöz ent- 
halten. In den plattigen Mergeln der nächsten Umgebung kommen 
Palmen- und andere Pflanzenreste vor, in geringer Entfernung davon 
jedoch schon fehlen dieselben. Das synklinale Einfallen der Platten- 
mergel ist zwischen den Gehöften Miolovic—Kalac, ebenso noch zwischen 
Golibrig und den Gehöften Landeka-—-VukoSca wahrzunehmen. Gegen 
Südosten, anscheinend gegen das Muldeninnere zu, folgen Konglomerate, 
welche unter anderem die Kuppen der Novakovica glavica und Visoka 
glavica bilden und in denen der von Possedaria zur Maslenica führende 
Fahrweg größtenteils verläuft. 

Bemerkenswert ist eine kleine Ausbuchtung dieses Mergelterrains 
segen Norden, gegen Castelvenier zu, wodurch dieser nördlichste 
Teil des zweiten Abschnittes das Bild einer Doppelmulde darbietet. 

Der in südöstlicher Verlängerung des Alveolinen- und Rudisten- 
kalkes zwischen Slivnica und den Gehöften Svrakie—MagasS an der 
Grenze der Prominaplattenmergel südlich Cosina erscheinende Aufbruch 
von hellgelben und roten Hauptalveolinen- und Hauptnummulitenkalken, 
der vom Imperforatenkalk des Südwestflügels des Zdrilosattels durch 
eine gerade hier relativ breite Zone von oberen Nummuliten- und 
Orbitoidenkalken (Lithothamnienkalk) getrennt ist, dürfte den Rest 
eines Zwischensattels darstellen, wie im folgenden noch näher aus- 
geführt werden soll. Eine autiklinale Schichtenstellung ist an den 


[27] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 487 


südöstlich dieses Aufbruches befindlichen Prominaschichten, und zwar 
bei der Lokva ersichtlich. 

Während dieses nördlich des Binnenmeeres von Novigrad gelegene 
Teilstück des Bukovicaabschnittes in der nordwestlichen Hälfte fast 
ausschließlich aus plattig bis bankig abgesonderten Mergeln besteht und 
Konglomeratbänke dort nur ganz vereinzelt vorkommen, überwiegen 
in der südöstlichen Hälfte die Konglomerate, denen gegenüber die 
mergeligen Bänke zurücktreten, wie dies auch in dem Küstenstreifen 
dieses Binnenmeeres zwischen der Maslenica und Zermanjamündung 
wahrzunehmen ist. 

Umrandet wird dieses Teilstück fast durchweg von Kalken, die 
in ihrer konstanten Lagerung zwischen Imperforatenkalk und Promina- 
schichten nur entweder ein Äquivalent der höheren mitteleozänen 
Gebilde oder ein marines Basalglied der Prominaschichten darstellen 
können. Der Umstand, daß die darin enthaltenen Nummuliten fast 
durchweg kleine Paronaeen sind, die mitteleozänen Typen dagegen 
fehlen, spricht dafür, daß diese Kalke bereits obereozän sind, wie ich 
bereits im stratigraphischen Teile auseinandersetzte. Diese Kalke bilden 
nach dem Auskeilen der Plattenmergel von der Kirche Sv. Kuzman 
i Damjan an das Innerste der zwischen den Rudistenkalksätteln von 
Possedaria und vom Zdrilo nordwestlich von Slivnica in der Bokulja 
ins Meer ausstreichenden Mulde. Doch dürften die Plattenmergel und 
Prominaschichten überhaupt ehedem weiter nordwestlich gereicht haben, 
denn etwa !/, km westlich davon ist diesen Kalken ein Streifen Platten- 
mergel mit Blattresten eingefaltet. Derselbe befindet sich in der 
nordwestlichen streichenden Fortsetzung der von mir bereits im 
Vorjahre (diese Verhandl. 1903, pag. 287) erwähnten, Nordwest— Südost 
streichenden präquartären Bruchzone, die jedoch nur nördlich von 
Possedaria mit diluvialen, Konkretionen führenden Sanden und Lehmen 
von größerer Mächtigkeit erfüllt ist. Auch bei Castelvenier fand ich 
Reste von Prominakonglomeraten und die heurigen neuen Unter- 
suchungen der Insel Arbe durch Dr. L. Waagen ergaben, dab ein 
Teil der von Radimski als neogen angesprochenen Mergel mit 
Kohlenschmitzen (Verhandl. d. geol. R.-A. 1904, pag. 287) in den Kom- 
plex der Prominaschichten gehören dürfte. Auch die von Frauscher 
(1884) und neuerdings von De Stefani und Dainelli zitierten 
„harten, roten Konglomerate* von Kosavin (Bribir) im kroatischen 
Küstenlande sind infolge ihrer Lagerung über den obersten mittel- 
eozänen fossilführenden Mergeln und Sandsteinen bereits obereozän und 
könnten als Aquivalent der Prominakonglomerate angesehen werden. 

Das nordwestlich des Mare di Novegradi schmale Stück des 
Bukovicaabschnittes nimmt im Südosten dieses Meeres gewaltig an 
Breite zu. Während es nörd!ich und östlich von Possedaria im Mittel 
2 km breit ist, erweitert sich dieses dem Bau nach äquivalente Terrain- 
stück an der ÖOstgrenze des Kartenblattes auf 16 km etwa. Der 
Bau des Bukovicaabschnittes ist gleich dem des Kukaljabschnittes 
nicht einfach. Besonders hinderlich sind für die Auffindung der 
tektonischen Leitlinien die bei aller Variabilität eintönige petro- 
graphische Beschaffenheit. Anscheinend gleiche plattige bis unregel- 
mäßig gebankte Mergel und Konglomerate bauen das ganze Gebiet 

Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 63 


488 R. J. Schubert. [28] 


auf, und der Umstand, daß diese beiden wesentlichen Typen, wie es 
in der Natur dieser Gesteine liegt, offenbar bisweilen in einer unregel- 
mäßig auskeilenden Wechsellagerung übereinander folgen, ließ im 
Vereine mit den zahlreichen Quer- und Längsstörungen nicht immer 
die Details des Aufbaues mit wünschenswerter Klarheit erkennen. 
Im ganzen stellen die Mergel, besonders die mit marinen Fossilien 
die tieferen, älteren Schichten dar, auf welche die Konglomerate in 
mächtiger und massiger Ausbildung folgen. 


a) Die Bukovicamulde. 


Dem geologischen Kartenbilde, wohl auch dem Aufbaue nach und 
— wie schon der im Volke gebräuchliche Landschaftsname erkennen 
läßt — auch landschaftlich am einheitlichsten ist die Bukovica. Nebst 
ganz untergeordneten Einlagerungen von Kalkmergeln, an. der süd- 
westlichen Grenze auch plattigen Mergeln, bilden meist massige 
Konglomerate, deren Gerölle hier bisweilen (wie am Südwestfuße des 
Vrseljak zwischen Krusevo und Karin) Kopfgröße erreichen, das fast 
einzig vorhandene Gestein. Dadurch, daß auch Quartärgebilde — 
Schwemm- und Verwitterungsgebilde in den Bruchgebieten von KruSevo 
und geringfügige Kalktuffvorkommnisse — als verhüllendes Material 
nicht in Betracht kommen, tritt diese Eintönigkeit nur um so stärker 
hervor, die lediglich durch Buchenbestände einigermaßen gemildert wird. 

Die Konglomeratbänke, welche sich an den nordostwärts den 
Bukovicaabschnitt begrenzenden Zdrilosattel südlich der Zermanja 
anschließen, fallen gegen Südwesten ein, so bei OtiSina, Barovina, 
KruSevo, gehören also zweifellos dem Nordostflügel einer Mulde an. 
Auch bei Bogatnik folgen südwestwärts von der Kreide Konglomerate, 
welche mit bis zur Senke am Südwestfuße des Veliki Prosjek süd- 
westlichem Einfallen den Höhenzug des Prosjek veliki zusammensetzen 
und wohl ungezwungen mit denjenigen von KruSevo in Verbindung 
gebracht werden können. Im dazwischen befindlichen Gelände, dessen 
stärkere Zusammenfaltung auch schon die später zu besprechenden 
Verhältnisse von BiliSsani beweisen, scheint die bei KruSevo und Prosjek 
normalgestellte Mulde überkippt, da fast die gesamten Schichten flach 
segen Nordosten einfallen. 

Diese Einfallsriehtung besitzen überhaupt, abgesehen vön den 
südwestlich einfallenden Schichten bei Kru$evo und des Prosjek sowie 
einer verhältnismäßig schmalen Zone bei BruSka und lokalen Störungs- 
gebieten, alle übrigen Schichten des Bukovicaabschnittes. Es ist 
natürlich ganz ausgeschlossen, daß der gesamte Schichtenkomplex 
südwestlich der Linie Einbruchspolje von Krusevo bis Südwestfuß des 
Prosjek veliki lediglich den Südwestflügel einer einzigen Mulde darstellt. 
Da die eigentliche Bukovicamulde in ihrem westlichen und östlichen 
Teile normal entwickelt scheint, wie aus den südwestwärts einfallenden 
Bänken des Nordostflügels geschlossen werden kann, dürfte man 
nicht weit fehlgehen, wenn man als Südwestflügel dieser Mulde die 
gleichfalls aus massigen Konglomeraten aufgebauten Höhenzüge des 
Vrseljak—Orljak— Jurasinka— Kunovac und des Terrains östlich Bruska 
bezeichnet.‘ Es ergibt sich somit das Bild einer breiten 


[29] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 489 


an den Enden synklinalen, in der Mitte südwärts über- 
kippten, fast durchweg aus massigen Promina- 
konglomeraten aufgebauten Mulde, deren Achse durch 
die Poljen von KruSevound die Senke am Südwestfuße 
des Prosjek veliki verläuft. 

Dieser Mulde gehört zweifellos, wie, abgesehen vom ganzen 
Kartenbilde, aus dem Angrenzen an den Alveolinen- und Rudistenkalk 
des Zdrilosattels hervorgeht, der Küstenstreifen des Mare di Novegradi 
zwischen der Zermanjamündung und dem Zdrilo, jenem auf der 
Spezialkarte irrtümlich als Maslenica bezeichneten Kanal, durch 
welchen das Binnenmeer von Novigrad mit dem Canale della Montagna 
in Verbindung steht. Im wesentlichen besteht dieser Küstenstreifen 
aus Konglomeraten der Prominaschichten, denen lokal rot gefärbte 
mergeligkalkige Lagen nur ganz untergeordnet eingeschaltet sind, 
obgleich die nicht seltenen Weingärten und anderen Kulturen auf das 
Vorhandensein größerer Mergelstrecken zu deuten scheinen. In einer 
derselben südlich Sari€ wurden beim Graben eines Brunnens kleine 
Kohlenstückchen gefunden, ohne daß jedoch eine Aussicht vorhanden 
ist, Kohle in größeren Mengen dortselbst zu finden. Auch Quartär- 
sebilde sind in keiner bedeutenden Mächtigkeit vorhanden. An der 
Basis der Konglomerate treten namentlich um die Skoljicka draga und 
gegen die Zermanjamündung zu harte fossilfreie oder kleine Nummuliten, 
Orbitoiden, Lithothamnien und Korallen führende Kalke auf. Ihre 
geringe Mächtigkeit und Wechsellagerung mit den Konglomeraten sowie 
der bisweilen allmähliche Übergang ineinander ließen jedoch gleichwie 
an der Westküste des Zdrilo von einer Trennung der Kalke von den 
Konglomeraten hier absehen. Ich folgte hier dem bereits von Stache 
auf der Übersichtskarte gegebenen Beispiel, indem ich diesen schmalen 
Küstenstreifen lediglich als Konglomerat ausschied. 

Die Lagerungsverhältnisse dieses Küstenstreifens sind infolge 
der vielen Störungen, die mit der Auffaltung des Gebietes und mit 
dem Einbruche des Mare di Novegradi im Zusammenhang stehen, nicht 
leicht ersichtlich, ja eigentlich ist lediglich aus dem Zusammenhange 
zu erschließen, daß bier vorwiegend der Nordostflügel der hier gegen 
Südwest überkippten Bukovicamulde vorliegt. 

Die Seoglien im Bereiche dieser Küstenstrecke bestehen aus 
Konglomeraten. Der Scoglio Jazina besteht aus einigen zum Teil 
mit Mytilus edulis überwachsenen Konglomeratriffen. 

Scoglio ZaliSce ist größer, doch mit Gebäudetrümmern derart 
übersät, daß es schwer fällt, festzustellen, welches Gestein eigentlich 
zugrunde liegt. An einigen Punkten der Küste sieht man jedoch die 
Konglomerate anstehen. 

Ebenso besteht der Scoglio an der Küste nördlich Novigrad 
sowie die winzigen Klippen in seiner Nähe aus Konglomeraten. 

Der Scoglio inder Zermanjamündung westlich des Boinik 
dagegen ist eine aus braunem Rudistenkalk bestehende Klippe. 

Wenn ich die Bukovica als dem geologischen Kartenbilde nach 
einheitlich, ja als geradezu eintönig bezeichnete, so bieten doch die 
verschieden stark verfestigten Konglomerate mit mehr oder minder 
reichlichem tonigkalkigem Bindemittel, das nicht selten in Form kleiner 

- 63* 


490 R. J. Schubert. [30] 


Einlagerungen den Konglomeraten eingeschaltet ist, einen mehrfachen 
Wechsel in landschaftlicher Hinsicht. Während zum Beispiel der 
Vrseljak—Orljak, Kunovac-—-JuraSinka, Veliki Prosjek oder Stari vrhı 
langgestreckte massige Höhenzüge bilden, stellt das Gebiet zwischen 
BiliSani und Medvidje ein von zahllosen Dolinen durchsetztes flach- 
hügeliges bewaldetes Karstterrain dar. Besonders im Travnjak, zu 
beiden Seiten des von Obrovazzo nach BruSka führenden Fahrweges 
sind diese Verhältnisse gut ersichtlich. Die Konglomeratbänke fallen 
meist sehr flach nach verschiedenen Richtungen anscheinend ein, 
liegen auch fast horizontal, was wohl zweifellos mit den Dolinen- 
einstürzen zusammenhängt. Stellenweise sind dadurch sowie durch die 
Wirkung der Atmosphärilien Formen herausgearbeitet wie in den 
Kreidesandsteinen der böhmischen Schweiz. Zwischen ViSe gradina 
und der Kuppe nordöstlich der Quelle Zviezda sind die Konglomerate 
stellenweise zu wollsackähnlichen Massen verwittert, die mehr oder 
weniger dem Streichen folgen. Nordwestlich Medvidje sind flach 
seneigte Schichttafeln von Klüften, welche dem Einfallen folgen, 
durchsetzt, wodurch ein System von senkrecht zur Streichungsriehtung 
angeordneten Bänken, eigentlich Wülsten entstand, deren Köpfe die 
Reste der alten Schichtflächen darstellen. Solche Verwitterungs- 
erscheinungen sah ich auch am Nordfuße des Otavac. Bisweilen sind 
einzelne offenbar aus weniger widerstandsfähigem Material bestehende 
Gerölle ausgewittert, deren Hohlräume durch die Erosion vertieft 
wurden, so daß förmlich wie von Geschossen durchbohrte Bänke und 
Platten resultieren. Im weiteren Verlaufe der Verwitterung entstehen 
dann aus diesen ganz zernagte und zerfressene Gebilde. 

Zu diesen Verschiedenheiten in den Verwitterungsformen der 
Konglomerate gesellen sich noch lokal Buchenbestände, nach denen 
die Landschaft Bukovica ja benannt ist, um das Landschaftsbild 
wechselnder zu gestalten. Bald und leider nur ganz untergeordnet 
sind es alte hohe Stämme wie am Velebit, meist jedoch sind es 
unansehnliche Buchen und niedriges Gestrüpp, das namentlich im 
Hauptdolinenbereiche fast undurchdringlich ist. 

Die Kulturen sind in diesem Gebiete fast gänzlich auf die 
Dolinenböden und einige mergelige Zonen beschränkt, obgleich die 
Prominakonglomerate dort, wo sie reichlich toniges, bei der Verwitterung 
zerfallendes Bindemittel besitzen, mit relativ üppigem Pflanzenwuchs 
bedeckt sind, wie bei Novigrad oder im Zermanjakanon westlich 
Obrovazzo, wo der Kontrast zwischen den bewaldeten Promina- 
konglomeraten und den kahlen Kreidekalken auffällig ist. Doch können 
auch Konglomeratterrains des Bukovicaabschnittes bisweilen an Kahlheit 
mit dem Kreidekarste wetteifern, wie bei Medvidje, wo sich weitlin 
im grellen Sonnenlichte grau schimmernde, völlig kahle Konglomerat- 
strecken hinziehen. 

Die Dolinen sind meist klein, die größten derselben sind 
diejenigen von KruSevo, offenbar Einbrüche, an deren Ausfüllung mit 
Terra rossa-ähnlichem Material Wind und Wasser wohl in gleicher 
Weise tätig waren. Die Einbrüche sind offenbar gleichaltrig mit 
denen der norddalmatinischen Küsteneinbrüche. 

Zum Teil auf Senkungen, zum Teil jedoch auf zugrunde liegende 


[31] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 491 


mergelige Schichten sind die Kulturengebiete südlich Otisina, Basic 
und Rebinjak zurückzuführen. Für eine Ausscheidung von Altquartär 
fand ich hier ebensowenig Anhaltspunkte wie bei Krusevo oder in 
dem südlich sich anschließenden Bruchgebiete. 

Abseits von dem von Obrovazzo nach Medvidje führenden Fahr- 
wege im Hauptverbreitungsbereiche der Dolinen fand ich etwa in der 
Mitte zwischen SoSin bunar und dem Gehöfte Gagie ein ganz kleines 
Vorkommen von Kalktuff. Offenbar handelt es sich um ein ganz junges 
Vorkommen, das seine Bildung wie wohl noch manche andere in 
diesem Dolinenbereiche zerstreute dem Abstürzen kleiner temporärer 
Quellgeriesel in eine Doline verdankt. 


b) Die Doppelmulde (?) von Novigrad—Karin—Bruska. 


Zwischen der Bukovicamulde und der oben besprochenen Auf- 
bruchszone Possedaria— Karin — Dobropoljci erstreckt sich ein flach- 
hügeliges Terrain, dessen geologisches Kartenbild, trotzdem es außer 
Quartär nur Mergel und Konglomerate der Prominaschichten aufweist, 
im Gegensatze zum Konglomeratterain der Bukovicamulde und dem 
Mergelterrain des Kukaljabschnittes einen reichen Wechsel von Kon- 
glomeraten und Mergeln erkennen läßt und so geologisch und land- 
schaftlich einen Ubergang vermittelt. Die Schichten fallen in diesem 
von Novigrad über Karin und BruSka sich erstreckenden Terrainstreifen 
mit einigen lokalen Ausnahmen, über die ich noch berichten werde, 
nach Nordosten. Da westlich des Mare di Novegradi diesem Streifen 
anscheinend seine synklinal gebaute Mulde entspricht, liegt die 
Vermutung nahe, daß wir in diesem Terrainstreifen zwischen der 
Bukovicamulde und der erwähnten Aufbruchszone mit einer liegenden 
Mulde zu tun haben. 

Die geologischen Verhältnisse, welche das sich östlich anschließende 
Blatt Knin darbietet, sind zwar noch unbekannt, doch werfen die 
Tatsachen, die Dr. von Kerner im Bereiche des Blattes Kistanje— 
DrniS feststellte, einiges Licht auf diejenigen des in Rede stehenden 
Gebietes, da die hier großenteils überkippten Falten sich gleichwie 
gegen Nordwesten auch gegen Südosten aufrichten und die Aufbau- 
verhältnisse klarer erkennen lassen. 

Dr. von Kerner schrieb in seinem „Geologischer Bau des 
mittleren und unteren Kerkagebietes“ (Verhandl. der geol. R.-A. 1895, 
pag. 414): „In dem von der Kerka durchquerten Teilstücke der Zone 
der Prominaschichten lassen sich vier nordwest- bis südoststreichende 
Antiklinalfalten erkennen, deren Achsen im westlichen Teile des 
Kerkasees von Bielobir, zwischen dem dritten und vierten Kerkafall, 
halbwegs zwischen der Ruine Trosenj und dem Kloster Sv. Arkandjel 
und unterhalb Visala!) sich mit dem Flußlaufe kreuzen. Das zwischen 
der ersten und zweiten Falte befindliche Wellental ist ziemlich schmal; 
die zweite und dritte Antiklinale sind dagegen durch eine breite und 


!) Diese letztere dürfte nach dem ganzen bisher durch die Aufnahmen der 
Kartenblätter Kistanje, Zaravecchia und Benkovac gewonnenen Kartenbilde wol 
zwanglos als Fortsetzung der Aufbruchszone von Ze&evo und damit derjenigen von 
Possedaria—Karin—Dobropoljei bezeichnet werden. 


499 R. J. Schubert. [32] 


flache, auch landschaftlich hervortretende und schon auf Staches 
Ubersichtskarte durch Pfeile markierte Schichtenmulde getrennt, deren 
Achse etwas unterhalb des sechsten Wasserfalles die Kerkaschlucht 
kreuzt. In der darauffolgenden dritten Synklinalzone ist die Mächtigkeit 
des nach NÖ einfallenden Schichtkomplexes so sehr überwiegend, daß 
die Annahme nahe liegt, daß in denselben die drei Schenkel einer 
nach SW geneigten Doppelschlinge enthalten sind.“ 

Und ferner ebendaselbst, pag. 416: „Auf der von Archiromani 
nach Kistanje führenden Straße... passiert man vor Rudele eine 
auch im Terrainrelief sehr deutlich ausgesprochene Schichtmulde, 
dieselbe, welche weiter südostwärts unterhalb des sechsten Wasser- 
falles das Kerkatal durchschneidet. Die flache Terrainwelle, welche 
die Straße kurz vor Kistanje überschneidet, entspricht jener Antiklinale, 
deren Fortsetzung zwischen Grad Trosenj und Sv. Arkandjel von der 
Kerkaschlucht durchschnitten wird. Auf der Nordostseite dieser Welle 
beobachtet man zuerst steiles, dann sanftes NO-Fallen, auf der Südwest- 
seite schwaches S-Fallen der Schichten. Bei Kistanje fallen alsdann 
die Mergelschiefer wieder nordostwärts ein.“ 

Das obenerwähnte erste Wellental dürfte der Mulde von 
Obrovazzo entsprechen, deren Verlauf allerdings zwischen Bogatnik 
und der Kerka infolge starker Störungen offenbar streckenweise nicht 
klar ersichtlich ist, wie dies ja auch westlich Obrovazzo der Fall ist. 
Demgemäß entspricht die zweite breite Mulde nordöstlich Rudele der 
im Bereiche des Blattes Benkovac gleichfalls breiten Mulde der 
Bukovica. Es bleibt somit für die Terrainstrecke Novigrad — Karin — 
Bruska die dritte der von Kerner erwähnten Mulden übrig, von 
der schon Kerner im südöstlichen Teile vermutete, daß nicht bloß 
eine einfache Mulde, sondern eine Doppelmulde mit südwestwärts 
geneigtem Zwischensattel vorliegt. 

Schwierig ist es jedoch, die Einzelheiten des Aufbaues festzu- 
stellen. Der von weitem sichtbare Höhenzug JuraSinka (674 m)— 
Kunovac (604 m) besteht vorwiegend aus massigen Konglomeraten, 
denen südöstlich des Kunovac (Vieibaba—Rodaljice) schon breitere 
Mergelzonen eingeschaltet sind. Dieser von mir ungefähr als Südwest- 
begrenzung der Bukovicamulde angenommene Hügelzug ist durchweg 
aus nordöstlich einfallenden Schichten aufgebaut. Er wird südwestwärts 
von einer wechselnd breiten Mergelzone Alavanja— Bruska—Rodaljice 
_ begleitet, welche eine Aufbruchszone darzustellen scheint, da zum Teil 
diese Mergel, zum Teil die gegen Südwesten folgenden Konglomerate 
deutlich ein südwestliches Einfallen zeigen. Am besten ersichtlich ist 
dies zwischen den Gehöften Kom und Alavanja, westlich des Gehöftes 
Kunovac, am Fahrwege von der Gendarmeriekaserne Bruska gegen 
Benkovac, von dieser Kaserne im Torrente abwärts sowie zwischen 
der Dubrava gora und Rodaljice. Die gegen Südwesten einfallenden 
Schichten stehen allerdings, was Mächtiekeit anbelangt, in keinem 
Verhältnisse zu den mächtigen Schichtmassen des Gegenflügels. Diese 
Antiklinalzone ist es aber eigentlich, welche in Betracht kommen kann, 
wenn man nach dem Verlaufe des Zwischensattels zwischen der 
Bukovicamulde und der südwestlichen Hälfte des Bukovicaabschnittes 
sucht. Erklären ließe sich dies wohl dadurch, daß auf dieser Strecke 


[33] Prominaschichten. im Blatte Novigrad—Benkovac. 493 


der von Nordosten’ kommende Faltenschub nicht. stark genug war, 
um diesen Faltensattel zu überkippen, wie weiter nordwestlich bei 
Karin, daß hingegen möglicherweise ein Teil dieses Südwestflügels 
an Längsbrüchen niedersank. Südwestwärts fallen auch Konglomerate ein, 
welche in der nordwestlichen Fortsetzung des als Südwestflügel 
sedeuteten Terrainstreifens liegen, nämlich am Kanal, welcher die 
Binnenmeerbecken von Novigrad und Karin verbindet. Doch möchte 
ich darauf kein Gewicht legen, da die Umgebung des Binnenmeeres von 
Karin so gestört ist, daß es sich hier lediglich um Folgeerscheinungen 
der quartären Niederbrüche handeln kann. Allerdings befindet sich 
dieses Vorkommen in der Verbindungslinie der Aufwölbungszone von 
Rodaljicee—BruSka— Alavanja und des vermutlich den Rest eines 
Zwischensattels darstellenden Alveolinenkalkaufbruches jenseits des 
Mare di Novegradi beim Gehöfte Oosina. 

So regellos nun die Konglomerate und Mergel zwischen dieser 
Aufwölbungszone und dem Aufbruche Possedaria— Karin—Dobropoljei 
angeordnet zu sein scheinen, so läßt sich daselbst doch ohne Zwang 
eine von zwei massigen Konglomeratzonen begrenzte Mergelzone unter- 
scheiden. Allerdings kommen auch innerhalb derselben Konglomerate 
vor, doch sind diese hier lediglich in Lappen und mehr minder breiten, 
im Streichen nicht anhaltenden Streifen vorhanden, ebenso sind auch 
den beiden flankierenden Konglomeratzügen Mergelbänke eingeschaltet. 
Die mittlere Mergelzone, welche die Südostküste des Mare di Karin 
bildet und von da an südostwärts zwischen dem aus Konglomeraten 
bestehenden südlichen Orljakhügelzug (mit dem Lacmanovie) und den 
gleichfalls aus Konglomeraten bestehenden Mestrovine über die Zedna 
sreda und das Kulturengebiet von Rodaljice sich erstreckt, enthält 
kleine Nummuliten und Örbitoiden sowie andere marine Fossilien. 
Solche Fossilreste fand ich östlich des Klosters Karin, südöstlich 
Kont&arov stan, beim Gehöfte Orljak und östlich davon (hier auch 
Blätter in einem Sandsteine), südwestlich davon im Torrente südlich 
Kom, im Torente nördlich und nordwestlich Dobri stani, zwischen 
dem Gehöfte Draga, Dubrava gora und Popina und im Südosten von 
Rodaljicee. Auch in der nordwestlich des Mare di Karin gelegenen 
Fortsetzung so besonders bei Pertora und am Südwesthange der 
Bucht von Novigrad kommen Fossilien vor. Eine kleine Suite von 
diesem Fundorte erhielt ich für das Museum der Reichsanstalt von 
Herrn Öberlehrer A. Colnago in Obrovazzo, wofür ihm auch hier 
bestens gedankt sei. 

Soviel nun bisher über die Lagerungsverhältnisse der Promina- 
schichten in dem in Rede stehenden Gebiete bekannt ist, dürfte diese 
Mergelzone mit den marinen Fossilien einen Aufbruch aus den massigen 
sie beiderseits begleitenden Konglomeratzonen darstellen, wofür auch 
der Umstand zu sprechen scheint, daß an der Straße von Karin bis 
Simurnavica in den auf dieser Strecke zu überwiegenden Plattenmergeln 
vielfach weiche helle Mergel eingeschlossen sind, welche den mittel- 
eozänen ähneln. Zwar dürften diese wohl sicher hier bereits in den 
Komplex. der Prominaschichten gehören, immerhin kann man jedoch 
annehmen, daß hier bereits die unteren Lagen derselben zutage treten. 
Für den Fall, daß diese fossilführende Mergelzone tatsächlich einer Auf- 


108 R. J. Schubert. [34] 


wölbung entspricht, bleibt für die beiden sie begrenzenden Konglomerat- 
züge lediglich die Annahme übrig, daß dieselben zwei stark geneigte 
Mulden repräsentieren, was dann mit der bereits von Kerner von 
dem Baue auf Blatt Kistanje geäußerten Ansicht im Einklang stände. 
Besonders einheitlich erscheinen die beiden Konglomeratzüge im Orljak 
einer-, in den Mestrovine anderseits, während sich gegen Südosten 
zu diese Konglomeratzüge in einen Wechsel von Konglomeraten und 
Mergel auflösen. Allerdings scheint der Annalıme einer liegenden 
Mulde besonders das Konglomeratgebiet Mestrovine zu widersprechen, 
das sich zwischen dem Mergelzug Mare di Karin—-Zedna greda und 
dem Aufbruche von Karin—Popovic erstreckt, indem, abgesehen von 
der im wesentlichen nordöstlichen Einfallsrichtung südlich und westlich 
des Gehöftes JakSiC an der Stelle, wo die kahle, grau schimmernde 
Konglomeratfläche die größte Breite besitzt, in einer schmalen Zone 
südwestliches Einfallen ersichtlich ist. Offenbar hängt dies mit den 
daselbst vorhandenen Längsbruchlinien zusammen, die auch schon 
landschaftlich zum Teil als dem Streichen folgende Schluchten erkennbar 
sind. Leichter verständlich würden die Verhältnisse übrigens auch dann 
nicht, wenn man die beiden Konglomeratzonen Mestrovine—Orljak 
als Flügel einer mit fossilführenden Mergeln erfüllten Mulde auffassen 
würde. Da jedoch die oben zitierten, von Kerner zwischen Kistanje 
und Djeverske festgestellten Verhältnisse bereits auf eine Doppel- 
mulde schließen lassen, dürfte diese Auffassung des Terrainstreifens 
zwischen der Bukovicamulde und der Aufbruchszone Possedaria— Karin 
als liegende Doppelmulde wohl am besten den Verhältnissen entsprechen. 

Der sich nach Südosten verbreiternde, dann aber mit Mergeln 
mehrfach wechsellagernde Konglomeratstreifen der Mestrovine wird 
gegen Nordwesten immer schmäler und erscheint beim Aufbruche 
des Possedariasattels westlich von Novigrad auf ein nur wenige Bänke 
mächtiges Band reduziert, das von dem erwähnten Sattel durch eine 
lokal mit alter Terra rossa und Altquartär ausgefüllte Tiefenzone ge- 
trennt ist, welche offenbar die Niederbruchlinie eines Teiles des Mittel- 
schenkels zwischen dem Possedariasattel und der westlichsten Mulde 
des Bukovicaabschnittes darstellt. Denn jenseits des Mare di Növegradi 
erscheint mit dem breiter zutage tretenden Possedariasattel, in dessen 
Achse nun auch Dolomit aufbricht, das Aufbruchsgebiet des Zwischen- 
sattels der Doppelmulde, in dessen Bereich Novigrad liegt, sowie der sich 
südwestlich anschließende Konglomeratstreifen ganz von der Oberfläche 
verschwunden und selbst der relativ breite Konglomeratzug, welcher 
die Burgruine von Novigrad trägt, ist beim Aufstieg von Possedaria 
zu za platina staje nur in schwachen Resten ersichtlich. In dieser offen- 
kundigen Reduzierung der südwestlichen Hälfte der Doppelmulde, 
die im gleichen Maße vor sich ging, als der Kreidesattel emporgewölbt 
wurde, und dem Umstande, daß das meiner Ansicht nach dem Orljak- 
zuge entsprechende Küstenterrain östlich Novigrad jenseits des Mare 
di Novigrad in eine synklinal gebaute Mulde ausläuft, finde ich eine 
weitere Bestätigung meiner Ansicht, daß in der südwestlichen 
Hälfte des Bukovicaabschnittes eine Doppelmulde vor- 
liegt, deren stark geneigten Zwischensattel die fossil- 
führende Mergelzone von Karin-Zedna greda darstellt. 


[35] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 495 


An dieser Stelle möchte ich mich gegen einen Einwurf verwahren, 
den man mir vielleicht machen könnte, warum ich nicht durch Auf- 
sammlungen und genaue Bestimmung der Fossilien das genaue Alter 
dieser Mergelzone bestimmt habe. Der wesentlichste Grund liegt in 
dem Erhaltungszustande und Vorkommen dieser Fossilien. Was die 
Nummuliten und Orbitoiden anbelangt, konnte ich schon im Terrain an 
den fest im Gesteine eingeschlossenen Exemplaren sehen, daß ein 
jüngeres Alter als Mitteleozän (die dritte Nummulitenstufe Oppen- 
heims, die der kleinen Paronaeen) vorliegt, wußte aber auch, daß auf 
Grund dieser Fossilien eine nähere Bestimmung, ob die Schichten ober- 
eozän oder unteroligozän seien, unmöglich ist. Die Mollusken sind nun 
fast durchweg als Steinkerne erhalten, oft noch dazu so verdrückt, daß 
eine genaue Bestimmung fast zur Unmöglichkeit wird. Und selbst wenn 
diese nach mühevoller Aufsammlung der meist vereinzelt vorkommenden 
Objekte und langer Arbeit durchgeführt wäre, wäre der Erfolg doch 
problematisch. Denn wo es sich um eine Entscheidung handelt, ob 


oberes Eozän oder unteres (mittleres) Oligozän vorliegt — und nur 
darum könnte es sich höchstens handeln -—- müßte bei der Lang- 


lebigkeit vieler vorkommenden Mollusken (um von Korallen ganz ab- 
zusehen) schon ein selır reiches, gut erhaltenes Material aus den 
gleichen Schichten und nicht von zahlreichen wahrscheinlich vertikal 
etwas verschiedenen Fundstellen vorliegen, um mit Sicherheit auf ein 
bestimmtes Niveau schließen zu können. Auch ist ein nicht unbeträcht- 
licher Teil der Fossilien, wie schon aus den im stratigraphischen Teil 
angeführten Formen zu ersehen ist, neu und daher für eine präzisere 
Altersbestimmung unbrauchbar. Und selbst wenn dies alles gelänge, 
ist damit für unseren Fall noch nichts gewonnen, weil die beiden Kon- 
slomeratzüge völlig fossilfrei sind und diesbezüglich keinerei Anhalts- 
punkte für eine Altersbestimmung liefern. 

Wenn ich oben das Küstengebiet östlich Novigrad als Fortsetzung 
des südlichen Orljakzuges bezeichnete, so geschah dies lediglich nach 
der geograplischen Lage, da es geologisch nicht unwesentlich von 
diesem abweicht. Denn schon die landschaftliche Verschiedenheit ist 
auffällig, indem der letztere einen imposanten einheitlich aufgewölbten, 
wenngleich durch mehrere Querschluchten zerstückten Höhenzug dar- 
stellt, das erstere dagegen ein flaches Karstterrain, an dessen Aufbau 
in so unregelmäßiger Weise Konglomerate und Mergel beteiligt sind, 
daß besonders hier eine Scheidung schwer und nur schematisch auf 
der Spezialkarte durchführbar war. Außerdem haben die jungen Ein- 
brüche der Binnenmeerbecken von Novigrad und Karin dieses Terrain 
in Mitleidenschaft gezogen, so daß die hier bisweilen ersichtliche 
SW-—NO-Streichungsrichtung und das stellenweise vorhandene süd- 
westliche Einfallen zu keinen weiteren tektonischen Folgerungen 
berechtigen. Übrigens ist auch das Mergelterrain südöstlich vom Mare 
di Karin vielfach zerstückt und bietet so einen sonderbaren Kontrast 
zu den langen Konglomerat- und Mergelzonen zwischen Novigrad und 
Kloster Rarin. 

Bemerkenswert ist das Quartärgebiet, das vom Verbindungs- 
kanal der beiden Binnenmeere durch einen hauptsächlich konelo- 
meratischen Küstenstreifen getrennt ist. Da ich keinerlei Anhaltspunkte 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bu.., 3. u. 4. IIft. (R, J. Schubert.) 64 


496 R. J. Schubert. [36] 


fand, die Lehme für altquartär zu halten, dürfte wohl die jungquartäre 
Ausfüllung eines ungefähr gleichzeitig mit den beiden Meerbecken 
entstandenen Senkungsgebietes vorliegen. Vielleicht bestand hier ehe- 
dem ein zweiter seichterer Meereskanal, dessen Vertiefung ähnlich 
wie bei Kloster Karin mit Alluvien sowie äolischen Bildungen aus- 
gefüllt wurde. 

Ein höheres Alter könnten dagegen die Schutt- und Lehm- 
anhäufungen am Südrande des Mare di Karin besitzen, da sie dort 
mit dem im stratigraphischen Teile besprochenen diluvialen oder alt- 
alluvialen Kalktuft verknüpft sind. Westlich Visie bunar wird die Küste 
von Torrentenschutt gebildet, der älter sein muß als der Einbruch 
des Meeres, ebenso bilden nordöstlich davon harte konkretionäre, 
anscheinend mit Kalktuff wechselnde Bänke den Steilabfall der Straße 
gegen die Küste. Woher diese Kalktuff- und Schuttablagerungen 
stammen, ist nicht leicht zu bestimmen. Die heutige KariSnica hat 
sie sicher nicht gebildet, ja sie arbeitet im Gegenteil an deren Zer- 
störung, wie man beim Kloster Karin sieht, wo. die Kalktuffe lediglich 
am linken, dem Stromstriche abgewandten Ufer erhalten blieben, und 
zwar in einem höheren Niveau, als jetzt die KariSnica einnimmt, deren . 
jetzige Absätze ein tiefroter Lehm, offenbar verschwemmte Terra rossa 
bildet. 

Als starker Bach tritt die KariSnica offenbar nach längerem 
unterirdischen Laufe zwischen dem Orte Karin und dem Franziskaner- 
kloster zutage. Wie mir ein Herr Ingenieur aus Zara mitteilte, soll 
eine Verbindung zwischen der Kerka und KariSnica bestehen. In die 
erstere geworfenes Stroh (den Ort konnte ich bisher leider nicht in 
Erfahrung bringen) soll in der KariSnica zutagegetreten sein). Eben- 
dieser Herr, dem ich die obige Angabe verdanke, drang, wie er mir 
mitteilte, im Vorjahre, als die KariSnica bei langandauernder Trockenheit 
versiegte, zirka 60 m in die Schlundhöhle vor. Der Gang habe anfangs 
im ganzen geradeaus, also vermutlich gegen SW geführt, sei dann 
scharf gegen Osten abgebogen. 


Wenn die, wie mir mitgeteilt wurde, durch Versuche festgestellte 
Verbindung zwischen Kerka und KariSnieca in der Tat besteht, ließen 
sich dann vielleicht mit der Kerka auch andere Vorkommen starker 
Karstquellen in Verbindung bringen. 

Am Nordostrande des Einbruchgebietes des Vranasumpfes treten 
einige zum Teil sehr starke Quellen zutage. Während nun die schwächeren 
im Sommer versiegen, erwies sich die Kakmaquelle auch dann noch 
als beständig, nach Angaben, die ich Herrn k. k. Verwalter Stephan 
Schneider in Zaravecchia verdanke. Diese Quelle wurde nun fast 
allgemein als Abfluß des Nadinsees gehalten, eine Ansicht, die um so 
plausibler scheint, als ja die Abzugskanäle dieses Sees (Ponore) sich 
in der Südecke desselben befinden. Während nun der genannte See, 
der sonst in der Regel erst im Sommer austrocknet, im Vorjahre 
(1905) schon Ende März völlig trocken lag, wie ich bei meinen 


1) Herr Ingenieur Horowitz in Zara, den ich diesbezüglich um Auskunft 
bat, teilte mir kürzlich mit, daß er über diesen Versach nichts näheres erfahren 
konnte, ja daß seine Richtigkeit nicht außer Zweifel steht. 


[37] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 497 


geologischen Aufnahmen feststellen konnte, versiegte die Kakmaquelle 
nach den freundlichen Mitteilungen Herrn Schneiders im Vorjahre 
nicht, welche Tatsache nicht gerade dafür spricht, daß die Quellen 
am Vranasumpfrande Abflüsse des Nadinsees darstellen. 

Ich teile diese hydrologischen Verhältnisse hier mit, da sie 
möglicherweise späteren Studien über die unterirdische Wasser- 
zirkulation im norddalmatinischen Karste von Wert sind, wozu mir 
leider meine geologische Kartierung nicht genügend Zeit übrig läßt. 


4. Der Zdrilosattel. 


Diesen Namen gebrauchte und gebrauche ich für jenen Falten- 
sattel, welcher das als Zdrilo bezeichnete Karstterrain zwischen dem 
Mare di Novegradi und der norddalmatinischen Küste sowie die Steil- 
abfälle des gleichfalls Zdrilo (Enge) genannten Kanals zwischen den 
beiden erwähnten Meeren bildet. Er streicht sodann gegen Südosten 
quer über die Halbinsel von Jasenice, quert die Zermanja, um süd- 
westlich von Obrovazzo unter die Hülle der Prominaschichten zu 
tauchen. Er besteht somit aus drei räumlich voneinander durch die 
Zdrilo genannte Meerenge und die Zermanja getrennten Teilstücken 
und bildet teilweise die nordöstliche Begrenzung des Bukovicaab- 
schnittes. 

Das westlichste Teilstück, das zur Hälfte im Bereiche des Karten- 
blattes Benkovac—Novigrad, zur Hälfte im Bereiche des Blattes 
Medak—Sv. Rok liegt, erscheint landschaftlich als ein völlig ver- 
karsteter Höhenzug, der die norddalmatinische Küste zwischen dem 
Zdrilokanal und der Bokulja (Vallone Pametina nach freundlicher 
Angabe des Herrn Sime Knezevic aus Castelvenier, fälschlich 
Bometina der Spezialkarte) begleitet, und das nordwestliche Ende des 
Bukovicaabschnittes des Prominaschichtenterrains vom Meere trennt. 
Während dieser Sattel in der Halbinsel von Jasenice einen anscheinend 
regelmäßig antiklinalen Bau besitzt, diesen auch noch, wenn schon 
gleichfalls von mehreren Brüchen durchsetzt, im Zdrilokanal erkennen 
läßt, besitzt der anscheinend seine westliche Fortsetzung bildende 
Küstenstreifen von Castelvenier namentlich im Süden von Castelvenier 
(Vinjerac) einen recht komplizierten Bau. Zahlreiche Störungen durch- 
setzen diesen Küstenstreifen, so daß das geologische Kartenbild des- 
selben ein lebhafteres ist, als es sonst der Fall zu sein pflegt, obgleich 
lediglich die größeren Schollen auf der Spezialkarte ausscheidbar 
waren und mehrere kleine und kleinste Fetzen von Cosinakalk, Haupt- 
nummulitenkalk, Alveolinenkalk und Kreide nur schematisch dargestellt, 
die beiden ersteren meist mit dem Alveolinenkalke vereint oder ganz 
fortgelassen werden mußten. Obgleich ich bisher noch nicht ganz den 
auf Blatt Medak—Sv. Rok befindlichen Küstenstreifen aufgenommen 
habe, glaube ich doch schon jetzt annehmen zu sollen, daß in dem 
zwischen Grn. Slivnica und Castelvenier gelegenen Karstterrain nicht 
allein das nordwestliche Ende des Zdrilosattels zu suchen ist, sondern 
auch Reste anderer Sättel, so zunächst desjenigen, welcher die wieder 
zum Kreidekalk aufgebrochene Fortsetzung jenes von mir im vor- 
stehenden wahrscheinlich gemachten Zwischensattels zwischen der 

64* 


498 R. J. Schubert. [38] 


Bukovicamulde und der „Doppelmulde* von Novigrad— Karin — Bruska 
darstellt. Denn an der Kreide und am Alveolinenkalk nordöstlich 
Grn. Slivnica läßt sich deutlich ein Sattel mit antiklinalem Bau er- 
kennen, als dessen südöstliche, allerdings durch eine Plattenmergel- 
zone getrennte Fortsetzung die bereits obenerwähnten Aufbrüche von 
Alveolinen- und Hauptnummulitenkalk bei Cosina wohl unschwer er- 
kennbar sind. Dieser im östlichen Teile der Bokulja ins Meer aus- 
streichende Sattel, den ich kurz den von Slivnica nennen will, ist nun 
an den gleichfalls ins Kreideniveau aufgebrochenen vielfach zerstückten 
Zdrilosattelderart angepreßt, daß eine Trennung mir bisher unmöglich war. 

Die beiden Küstenvorsprünge, die das Valle Ternovizza östlich 
Castelvenier begrenzen und auf deren westlichem dieser Ort erbaut 
ist, bestehen aus Rudistenkalk, an welchen sich gegen Süden Alveolinen- 
kalke schließen, die beim Aufstieg von Castelvenier gegen Zunid außer 
von kleinen Kreidestreifen besonders von einer breiteren von der 
Höhe 92 gegen Westen sich ausdehnenden Rudistenkalkzone unter- 
brochen sind. Diese ist es nun, welche nach meinem Dafürhalten den 
Kern des Zdrilosattels südlich Castelvenier darstellt. Die Rudisten- 
kalkbänke fallen an dieser Strecke fast durchweg gegen Südwesten, 
man müßte daher auf ein Absinken des Rudistenkalkes aus dem Nord- 
ostflügel schließen, da die gegen Castelvenier folgenden Alveolinen- 
kalke nordöstliches Einfallen erkennen lassen. In diesen erscheinen 
nun südlich und südöstlich des Ortes Konglomerate eingefaltet, die 
lediglich Prominaschichten sein dürften und dann die westliche Ver- 
längerung der Mulde von Obrovazzo darstellen. Dafür spricht auch 
der Umstand, daß hier an der Grenze zwischen Rudistenkalk, Alveolinen- 
kalk und Konglomeraten Eisentone in gleicher Weise in verhältnis- 
mäßig großer Mächtiekeit entwickelt und in mehreren Nestern den 
Kalken eingelagert sind, gleichwie dies auch an der Grenze zwischen 
Rudistenkalk, Alveolinenkalk und Prominakonglomerat in der südöst- 
lichen Fortsetzung dieses Sattels bei Jasenice und südlich Obrovazzo 
der Fall ist. Dementsprechend würden dann die erwähnten Küsten- 
vorsprünge bereits Reste eines dritten Sattels sein, eine Fortsetzung 
jener kretazischen Aufwölbungszone bilden, welche Fuß und Gehänge 
des Velebits zusammensetzt. Doch eine Entscheidung darüber wird 
erst nach der Fertigkartierung dieses Küstenstreifens möglich sein. 
Jedenfalls wird unter dieser Annahme, daß im Küstenzuge von Castel- 
venier zwischen dem Zdrilokanal und der Bokulja die Äquivalente, 
beziehungsweise Reste dreier Kreidesättel zu sehen sind, das kom- 
plizierte Kartenbild bedeutend verständlicher. 

Das zweite Teilstück dieses Sattels zwischen dem Zdrilokanal 
und der Zermanja erstreckt sich quer über die Halbinsel von Jasenice. 
Als Halbinsel kann ja füglich das Gebiet von Jasenice bezeichnet 
werden, da es im Nordwesten vom Canale della Montagna, im Westen 
vom Zdrilokanal, im Südwesten und Süden vom Binnenmeere von 
Novigrad und im Südosten von der Zermanja begrenzt wird und lediglich 
gegen Nordosten mit dem Velebitvorlande zusammenhängt. Die Haupt- 
masse des Sattels bilden hier Rudistenkalke, die zu einem im ganzen 
normal gestellten, aber mehrfach gestörten Sattel emporgewölbt sind. 
Auch landschaftlich erscheint dieser Kreidesattel als Höhenzug, der 


[39] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 499 


in der Dratevaca 200 m und im Sibenik 202 m hoch ist und von den 
allerdings bedeutenderen Höhen des Velebitfußes durch die land- 
schaftlich als Senke ausgeprägte Mulde von Obrovazzo getrennt ist. 
Sowohl gegen den Zdrilokanal, besonders aber gegen die Zermanja 
weist, er Steilabfälle auf. Seine höchsten Punkte, wie die Kuppe 202 m 
bei Sibenik, auch na ponturike 181 m, befinden sich hart an der 
Zermanja, zu deren Wasserspiegel sie steil abstürzen, um sich jenseits 
derselben ungefähr zur gleichen Höhe zu erheben (im Boinik 201 m), 
so daß das Durchbruchstal der Zermanja auf dieser Strecke eine 
imposante Naturschönheit darstellt. 

Der Länge nach wird dieser verkarstete Kreidesattel von einer 
Reihe (von etwa 10) zum teil ganz ansehnlichen Dolinen durchzogen, 
die offenbar Einsturzgebiete darstellen. Ihr Ausfüllungsmaterial ist 
Terra rossa, wenngleich bei einigen in den oberen Lagen bereits 
stark mit ganz jungen Bildungen vermengt. Altquartäre Konkretionen 
führende Sande fand ich zwar in ihrem Bereiche nicht, doch glaube 
ich, daß diese Kesseleinbrüche nicht jungen geologischen Datums 
sind, sondern daß diese Terra rossa-Ausfüllungen Äquivalente der 
sonst au der Basis des Altquartärs vorkommenden Terra rossa dar- 
stellen. 

Da der Zdrilosattel die nordostwärts über Obrovazzo streichende 
Konglomeratmulde von der im vorhergehenden besprochenen Bukovica- 
mulde trennt, so wird er demgemäß beiderseits von Prominaschichten 
begleitet. An der Grenze der kretazischen Aufwölbung gegen dieselben 
erscheinen sowohl am Südwest- wie am Nordostrande streckenweise 
alttertiäre Kalke, und zwar gelber und roter Alveolinenkalk und Haupt- 
nummulitenkalk in allerdings verschiedener Mächtigkeit. } 

Dort, wo die Alveolinenkalke ganz fehlen, wie zwischen Saric 
und der Skoljicka draga an der Südwestgrenze, ist dies größtenteils 
eine Folge tektonischer Störungen. Die Auflagerungen von Promina- 
schichten auf dem Alveolinenkalke ist nur selten zu beobachten. Am 
Westhange des Boinik, am Abfalle desselben gegen die Zermanja 
liegen ‚sie diskordant, flach südwestlich einfallend über den steil süd- 
westwärts geneigten Alveolinenkalken. Weniger sicher scheint es mir, 
das sporadische Auftreten von Hauptnummulitenkalk und höheren 
mitteleozänen Schichten auf diese Weise zu erklären. Von dem ersten 
tauchen an einigen Punkten wie nördlich der Dradevaca und besonders 
an der Zermanja südlich Sibenik Grenzschichten zwischen dem Alveo- 
linen- und Hauptnummulitenkalke auf, noch spärlicher und unsicher 
sind dagegen Reste höherer mitteleozäner Schichten. Spärliche Reste 
von hellen weichen sandigen Mergeln, die als solche angesprochen 
werden können, fand ich nördlich des Brunnens von Sarlic, beim 
Brunnen von BuZenic und beim Brunnen Ogradjenica; die beiden 
ersteren Vorkommen an der Grenze zwischen Alveolinenkalk und 
Prominakonglomerat, das letztere zwar innerhalb der Konglomeratzone, 
doch vermutlich in einer Aufbruchzone älterer Kalke innerhalb der 
Konglomerate. Dieses vereinzelte spärliche Vorkommen der zwischen 
dem Alveolinenkalke und Prominaschichtenkomplex sonst vorhandenen 
marinen Schichtglieder — des oberen Hauptnummulitenkalkes und der 
höheren mitteleozänen Schichten — scheint mir im Verein mit den im 


500 R. J. Schubert. ‘ [40] 


stratigraplischen Teile erörterten Umständen, unter welchen der Eisen- 
ton vorkommt, auf eine lokale Trockenlegung des Gebietes im oberen 
Mitteleozän hinzudeuten. Daß ich das Vorkommen einiger Reste von 
weichen Mergeln anführen konnte, spricht nicht gegen diese Annahme, 
da ja deren mitteleozänens Alter bisher noch nicht sicher steht und 
es sich immerhin um Mergel vom Alter der Prominaschichten handeln 
könnte, auch anderseits selbst der sichere Nachweis, daß hier Schichten 
des oberen Mitteleozäns vorliegen, der Annalıme einer lokalen Trocken- 
legung durchaus nicht entgegensteht. 

Der Alveolinenkalk des Nordostflügels bildet die Grenze zwischen 
dem Rudistenkalke und den Konglomeraten von Ravanjska bis Jasenice. 
Südwestlich dieser Ortschaft trennt eine mit Quartär ausgefüllte Bruch- 
zone die Prominakonglomerate von dem hier mächtige Eisentoneinlage- 
rungen führenden Alveolinenkalke. Östlich des Brunnens und Tümpels 
keilt dieser aus und der Kreidekalk tritt unvermittelt an die Konglo- 
merate. Nur südöstlich Zubkow taucht die bereits erwähnte Mergel- 
partie an der Grenze empor. Im Rudistenkalke selbst erscheint jedoch 
ein gegen Südost zur Zermanja und über diese hinwegstreichendes Band 
von Alveolinenkalk eingefaltet. Nach dem Einfallen würde die nördlich 
dieses Alveolinenkalkstreifens befindliche Kreidekalkpartie dem Nord- 
ostflügel des Sattels angehören. Doch ist es sehr schwer, den Aufbau 
gerade dieses Gebietes völlig zu klären, da dieses Gebiet östlich 
Jasenice zu beiden Seiten der Zermanja zu den am stärksten gestörten 
gehört, wie schon die Auswalzung der Mulde von Obrovazzo in dieser 
Strecke in mehrere schmale Streifen erkennen läßt. 

In breitem Zuge streichen die alttertiären und kretazischen Kalke 
dieses Sattels über die Zermanja, wobei auch hier südöstlich der 
Zermanja inmitten der Kreidekalke ein Alveolinenkalkstreifen ersichtlich 
ist. Dieser verbreitert sich bei den Gehöften Kramarka und Juriöina, 
wo er sich auch mit der südwestlich einfallenden, über die Höhen 
des Boinik, Selina und die Kuppe, welche nordöstlich des Gehöftes 
Karamarc liegt, streichende Alveolinenkalkzone des Südwestflügels 
vereint. Westlich der Gehöfte Kramarka erscheinen auch rote Nummu- 
litenkalke über dem Alveolinenkalke, doch in einer nicht ausscheid- 
bar geringen Mächtigkeit. Auch der gegen den Kreidekalk zu folgende 
Alveolinenkalk dieses Flügels ist streckenweise rot, während er 
meist hellgelb und massig ausgebildet ist. Außerdem ist eine kleine 
schmale Alveolinenkalkpartie auch südlich der Doline Zevelinac an 
der nordöstlichen Grenze des Rudistenkalkes gegen die Konglomerate 
ersichtlich. Beim Brunnen Blizanae sowie südwestlich davon keilen 
die beiden Rudistenkalkmassen dieser Sattelzone aus, erscheinen 
jedoch in einigen Streifen abermals an der Straße von Obrovazzo 
nach Karin, sind aber südlich derselben bald wiederum von Promina- 
schichten bedeckt. 

Die alte Übersichtskarte weist besonders in diesem Teile eine 
unrichtige Darstellung auf, indem der Zdrilokanal dort überwiegend 
in Alveolinen- statt in Rudistenkalk eingeschnitten ist, der Alveolinen- 
kalk des Südwestflügels auch in der Halbinsel von Jasenice dort ver- 
läuft, wo in Wirklichkeit der Rudistenkalkaufbruch sich erstreckt, der 
Alveolinenkalk des Nordostflügels dagegen beiderseits der Zermanja 


[41] Prominaschichten im Blatte Novigrad— Benkovac. 501 


sanz fehlt. Auch streicht auf der alten Karte die bis BiliSani im Süden 
von Alveolinenkalk begleitete Rudistenkalkzone dieses Sattels quer 
durch das Terrain der Prominaschichten und trennt so die Mulde von 
Obrovazzo durchgehends von dem übrigen Prominaschichtenterrain, was 
gleichfalls der Wirklichkeit widerspricht. Denn schon kurz südöstlich 
der von Karin nach Obrovazzo führenden Straße schließt dieser aus 
alten Kalken bestehende Aufbruch völlig und sowohl die von Obro- 
vazzo nach BruSka als auch die nach Bogatnik führende Straße ver- 
läuft ganz in Prominakonglomeraten. Erst bei Bogatnik tritt wieder 
Kreidekalk zutage und zwischen diesem Orte und der Krupamündung 
ist an der Grenze zwischen Kreide und den Konglomeraten auch 
Alveolinenkalk erhalten. 

Bemerkenswert ist im Bereiche dieser Aufwölbungszone das 
Vorkommen von Eisenton unter den bereits im stratigraphischen 
Teile erörterten Verhältnissen. Der im westlichen Abschnitte bei 
Castelvenier vorkommende wurde bereits oben erwähnt. Größere Massen 
finden sich bei Jasenice und nordwestlich davon, auch bei Zubkow, 
durchweg an der Grenze des Alveolinenkalkes gegen die Promina- 
konglomerate oder im Kreidekalke nahe dem Alveolinenkalke. Süd- 
östlich der Zermanja begleiten mehrere kleine Vorkommen die Grenze 
des Alveolinenkalkes aus dem Südwestflügel gegen die Konglomerate, 
kommen in ersterem beim Brunnen Blizanac vor. Im Rudistenkalke 
fand ich daselbst Einlagerungen am Nordwesthange der Velka gradina, 
nordwestlich der Doline Zevelinac, nordwestlich des Blizanaec und am 
häufigsten in demjenigen an der Straße von Obrovazzo nach Karin, 
wo Eisentongruben auch aufgeschlossen sind und zu Bauzwecken aus- 
gebeutet werden. Eine einzige kleine Partie kenne ich bisher in den 
Konglomeraten, und zwar westlich dieser Straße; doch ist dieses Vor- 
kommen wohl zweifellos durch eine Einfaltung eines Rudistenkalk- 
streifens, an welchen das Eisentonvorkommen geknüpft ist, zu erklären. 
In den Aufschlüssen an der Straße kann man diese Vorkommen gut 
studieren, auch Übergänge von Eisenton in Bohnerzbildungen wahr- 
nehmen, wodurch seine technische Verwertbarkeit allerdings vermin- 
dert wird. Man kann hier auch bemerken, wie infolge der tektonischen 
Störungen Konglomeratblöcke in den dem Rudistenkalke eingelagerten 
Eisenton gepreßt wurden, wie ja auch an dieser Strecke einige auch 
mächtige Konglomeratstreifen den Alveolinen- und Kreidekalken ein- 
gefaltet sind. 


5. Die Mulde von Obrovazzo. 


Die Gesteine dieser Muldenzone sind überwiegend Konglomerate, 
nur südlich Ravanjska sind auch Plattenmergellagen eingeschaltet. 
Vielleicht gehören auch die an einzelnen Punkten zutage tretenden 
hellen weichen Mergel, die petrographisch den mitteleozänen so ähnlich 
sehen, in den Komplex der Prominaschichten. Im Zermanjaabschnitte 
dieser Mulde, namentlich südlich Obrovazzo, sind den Konglomeraten 
auch kalkige, bisweilen auch mergeligkalkige Partien eingeschaltet. 
Meist sind sie massig und dick gebankt, wechsellagern auch mit den 
Konglomeraten, so daß sie bei gleichen Verwitterungsformen von den- 


502 R. J. Schubert. [42] 


selben nur schwer unterscheidbar sind. Bisweilen gehen sie auch 
durch Geröllaufnahme allmählich in die Konglomerate über. Infolge 
ihrer geringen Mächtigkeit konnten sie von denselben nicht geschieden 
werden. Offenbar stellen sie die Anhäufungen feinen Schlammaterials 
innerhalb der großen Torrenten- oder Flußläufe dar. 

Am regelmäßigsten ist die Mulde in der Umgebung von Obro- 
vazzo gebaut. Wenngleich von zahlreichen Längs- und Querbrüchen 
durchsetzt, zeigen die Schichten hier ziemlich deutlich ein synklinales 
Einfallen. Das Zermanjatal ist in die Konglomerate dieser Mulde vom 
ersten Wasserfall bei den Jankovicevi mlini bis westlich des Fried- 
hofes von Obrovazzo eingeschnitten. Zwischen Miljanic und Blizanae. 
ist sie noch ziemlich breit (etwa 1!/, km), westlich davon, zwischen 
der Doline Zevelinace und Jasenice jedoch so zusammengepreßt, daß 
sie auf einige ganz schmale Konglomeratstreifen reduziert ist, die 
den hier zu beiden Seiten der Zermanja massig emporgewölbten 
Rudistenkalken eingefaltet sind. Nebst einigen ganz unbedeutenden 
derartigen Resten im Kreidekarst nördlich der Doline Zevelinac und 
nördlich der Zermanja im Westen des Gehöftes Rontevid ist es vor- 
nehmlich ein zwar schmaler, aber kontinuierlicher Zug von Kon- 
glomeraten, der, vom Ostrande der Doline Zevelinae gegen Nordwest 
über die Kuppe 140 streichend, die Zermanja quert und am Nordost- 
und Nordhange der PariZevicka (l5l m) nahe der Kuppe derselben, 
sodann über den Maroni@ bunar hinzieht, um bald westlich desselben 
auszukeilen. Doch bald erscheinen die Konglomerate dieser Mulde 
an der Bobarica wieder und streichen in einem zusammenhängenden, 
wenngleich nicht halb so breiten Zuge wie im erstbesprochenen Gebiete 
über Jasenice gegen Ravanjska zu, wo sie bei der Obaljenice ganz 
verschmälert ins Meer ausstreichen. Wie bereits bei Besprechung des 
Zdrilosattels erwähnt wurde, dürften die in Alveolinen- und Kreide- 
kalk eingefalteten Konglomeratstreifen südlich und südöstlich Castel- 
venier die nordwestliche, jenseits des Zdrilokanals gelegene Fortsetzung 
dieser Mulde darstellen. Auch bei Jasenice besitzt diese Mulde synk- 
linal gestellte Flügel, in der Umgebung von Ravanjska allerdings ist 
ihre Verschmälerung abermals durch Zusammenpressung verursacht, 
desgleichen erscheinen zwischen Ravanjska und Jasenice auch Streifen 
älterer Schichten (vornehmlich Alveolinen- und Hanptnummulitenkalk). 

Doch auclı südlich der Zermanja werden die tektonischen Ver- 
hältnisse der im Zermanjaabschnitte relativ einfach gebauten Mulde 
wieder verwickelt, so daß es mir bisher noch nicht gelang, hier völlige 
Klarheit zu erhalten. Zwischen der Straße bei Bilisani und der Zermanja 
zwischen Ruine Alt-Obrovazzo und dem Kulturengebiete von Lug bildet 
die Grenzlinie der Velebitkreide gegen die Konglomerate dieser Mulde 
eine deutlich erkennbare Ausbuchtung gegen Süden. Auch ist sie 
daselbst nicht einfach wie sonst in der Regel, wenn man von Ein- 
klemmungen kleiner Fetzen an den Grenzzonen absieht, sondern läßt 
einen Wechsel von Kreide und Prominakonglomeraten erkennen. Es 
hat den Anschein, als ob hier die Mulde von Obrovazzo abermals stark 
zusammengepreßt wäre und diese Erscheinung im Zusammenhange mit 
einem schmalen Wiederaufbruche des Zdrilosattels stände. Denn den 
Rudistenkalken dieses zwischen den Gehöften Klakovaec und Gnjatovic 


[43] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 503 


gelegenen ostwestlich streichenden Aufbruches sind mehrere Partien 
von Eisenton eingelagert, und zwar in derselben Ausbildung und 
Lagerung wie im Zdrilosattel an der Straße von Obrovazzo nach Karin. 
Da ich nun in der so mächtig entwickelten Kreide des Velebitgehänges 
keine Fisentoneinlagerungen bisher fand, sondern diese auf den Zdrilo- 
sattel beschränkt zu sein scheinen, liegt wohl die Vermutung nahe, 
daß dieser Eisenton führende Kreideaufbruch dem Zdrilosattel angehört. 
Es würden dann hier ähnliche tektonische Vorgänge die Reduzierung 
der Mulde in eine Anzahl schmaler Konglomeratstreifen verursacht 
haben wie zwischen Jasenice und Zevelinac. 

Nördlich von diesem gestörten Grenzgebiete, jenseits der Zer- 
manja fand ich östlich vom Torrente Pelica eine aus einigen sehr 
kleinen Streifen bestehende Konglomeratzone im Kreidekalk einge- 
klemmt. Diese Konglomerate sind sicher alttertiär, da ich kleine 
Alveolinen und Nummauliten in einigen der Gerölle mit Sicherheit 
erkannte. Ob es sich hier jedoch um Reste der Mulde von Obrovazzo 
handelt oder ob dies Vorkommen einen Anhaltspunkt für die Annahme 
einer nördlich von dieser verlaufenden Muldenzone bietet, wodurch 
der Bau der anscheinend einförmigen Kreidemasse des südlichen 
Velebithanges klarer würde, kann vor einem gründlichen Studium der 
 Velebitkreide nicht entschieden werden. Auch in der Nordostecke des 

Blattes fand ich dort, wo der Weg von Muskovei nach Gra@ac knapp 
vor der kroatischen Grenze aus der nordöstlichen Richtung in die nord- 
westliche umbiegt, in dem Längstale zwischen den Höhengruppen des 
Porlok und des Manelovac einen kleinen Streifen von Konglomeraten, 
in denen ich zwar noch keine Tertiärfossilien fand, die aber dem 
Gesteinshabitus nach gar wohl Prominakonglomerate sein könnten. 

Zwischen dem Eisenton führenden Kreideaufbruche nördlich 
Bilisani und dem Zdrilosattel an der Straße von Obrovazzo nach 
Karin vermochte ich keine Reste älterer Aufbrüche aufzufinden. 
Allerdings sah ich an der Straße südlich Pupavac einige Rudisten- 
kalkblöcke, doch erwiesen sich diese bei näherer Betrachtung als aus 
den Konglomeraten stammend, in denen in der Nähe andere noch 
fest eingefügte anstehen; bisweilen, wie östlich des Kozmad an dem 
von Obrovazzo nach Medvidje führenden Fahrweg, sind die kalkigen 
fossilfreien Einlagerungen der Konglomerate ganz ähnlich dem Rudisten- 
kalke, der ja hier. leider meist auch fossilfrei ist. Wo solche Kalke von 
fraglichem Alter den Konglomeraten deutlich eingelagert erscheinen, 
ist deren Deutung nicht schwer. Mit großen Schwierigkeiten ist diese 
Trennung jedoch dann verknüpft, wenn solche Kalke nahe von Störungs- 
zonen an der Grenze gegen den Rudistenkalk vorhanden sind, wie 
südlich der Zermanja bei Miljanic. 

Interessant sind im Konglomeratterrain südlich der Zermanja die 
schmalen, grabenförmigen Quartärzonen, die bisweilen ungefähr dem 
Streichen folgen wie bei Bilisani nördlich der Straße, meist dagegen 
schräg oder senkrecht zum Streichen verlaufen und oft im weiteren 
Verlaufe in weit verfolgbare Einschnitte übergehen. Die bedeutendsten 
derselben sind die von Pupavac und Dolovi. Offenbar sind es Bruch- 
zonen, deren Alter beim Fehlen älterer Ausfüllungen ganz jung, also 
etwa gleichaltrig mit den Zermanja- und Meereinbrüchen sein dürfte. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (R. J. Schubert.) 65 


504 R. J. Schubert. [44] 


6. Süsswasserneogen von Bilisani. 


An den oben besprochenen kretazischen Wiederaufbruch des 
Zdrilosattels nördlich Bilisani schließt sich im Osten eine mit dem 
Zermanjatale in Verbindung stehende Niederung an, aus deren Mitte 
sich ein flacher Hügelzug erhebt. Die nördliche Hälfte der Umrandung 
dieser SW—NOÖ streichenden Niederung bilden zum Teil dolomitische 
Kreidekalke, die südliche Konglomerate der Prominaschichten. Diese 
Niederung liegt also an der Grenze des Prominaschichtenterrains und 
der Kreide des Velebitfußes. Der inmitten der Niederung ersichtliche 
flache Hügelzug besteht aus Kalken und Mergeln, welche letztere 
besonders östlich der Häusergruppe KuridZa eine relativ arme, im 
stratigraphischen Teile näher besprochene Fauna von Binnenmollusken 
enthalten, die auf ein neogenes Alter hindeutet und dafür spricht, 
daß wir in den Mergein und Kalken, welche diese Niederung ausfüllen, 
Reste eines jungtertiären Süßwassersees analog den bisher bekannten 
Vorkommen von Mioöic bei DrniSs und von Pago zu sehen haben. 
Deutlich fossilführend sind diese Schichten, soviel ich bisher weiß, 
lediglich im Osten von der erwähnten Häusergruppe, wo ich dies so- 
wohl in zahlreichen Lesesteinen im Weidegebiete als auch in dem 
Wasserrisse anstehend beobachtete, der sich gegen den südlich Vuka- 
dinoviö befindlichen Brunnen hinzieht. Der sich daran anschließende 
langgestreckte Hügel gegenüber der Quelle Djebinovei besteht aus 
einem massigen, doch löcherigen grauen, dem über dem Hauptnummu- 
litenkalke liegenden Knollenmergel ähnlichen Kalke mit undeutlichen 
kleinen Gastropodenspuren; Reste solchen Kalkes sind auch den 
Konglomeraten bei der Karstquelle Djebinovei angelagert, kommen 
als Lesesteine auch im Ackergebiete gegen Berber zu vor. Während 
im östlichen Teile Kalke vorherrschen, bilden vorwiegend Mergel die 
Überbleibsel der neogenen Seeausfüllung in der westlichen Hälfte. 
Abgesehen von den bereits besprochenen fossilführenden sind weiche 
hellgelbe bis dunkelbraune Mergel in der Schlucht vorhanden, die sich 
von dieser Niederung gegen Südsüdwest erstreckt. Die Quelle Tocak 
verdankt ihre Entstehung diesen Mergeln. Sie enthalten hier auch 
kleine Kohlenschmitzen und ähneln äußerlich sowol den marinen 
mitteleozänen als auch den im Prominaschichtenkomplex eingeschalteten 
obereozänen. Fossilien fand ich zwar darin bisher nicht, doch besteht der 
Schlämmrückstand im Gegensatze zu den durch eine marine Mikrofauna 
charakterisierten mitteleozänen und aus feinem Kalkgruse bestehenden 
weichen Prominamergeln lediglich aus sehr spärlichen kohligen und 
limonitischen Partikelchen, während die ganze Mergelmasse .bei zwei von 
mir geschlämmten Proben — offenbar der äußerst feine kalkig bis mer- 
gelige Niederschlag der jungtertiären Gewässer weggeschlämmt wurde. 

Was nun die Lagerung dieser neogenen Schichten betrifft, so 
läßt sich an dem aus der Niederung emporragenden Hügel ein im 
wesentlichen nördliches Einfallen (NW-—NO) erkennen. Zwar weisen 
die Schichten in der Nähe des Fossilfundortes anscheinend synklinalen 
Bau auf, doch könnte dies immerhin durch eine zur Hauptbruchlinie 
senkrechte Störungslinie bedingt sein. Dem Nordrande dieser Niederung 
entlang verläuft nämlich eine offenbar junge Bruchlinie, an welcher 


[45] Prominaschichten im Blatte Novigrad— Benkovac. 505 


Teile der neogenen Seeausfüllung absanken und deren Verlauf jetzt 
- durch üppige zu dem die Neogenniederung umgebenden Karste auf- 
fällig kontrastierende Wiesen erkennbar ist. Vereinzelte kleine Reste 
der ehemaligen Seeausfüllung sind jetzt auch noch am Nordrande wie 
bei der Kirche BiliSani, wohl auch beim Zermanjawasserfall, ebenso am 
Westrande bei GuSine ersichtlich. Durch diesen offenbar im Zusammen- 
hang mit den Einbrüchen des Zermanjalaufes, also an der Grenze 
zwischen Alt- und Jungquartär etwa erfolgten Einbruch ist wohl auch die 
im ganzen nordöstliche bis nordwestliche Einfallsriehtung der neogenen 
Schichten zu erklären. Beweise einer Zusammenfaltung der neogenen 
Sedimente fand ich keine, was auch mit der bisherigen Annahme im 
Einklang steht, daß die Auffaltung des norddalmatinischen Gebietes 
zum Schlusse des Oligozäns bis Anfang Miozän ihr Ende fand. Auch 
der schmale Mergelzug, in dessen Bereich die Quelle Tocak sich 
befindet, setzt keine nachträgliche Einfaltung des Mergels in die Kon- 
elomerate voraus, sondern ist wohl natürlicher als die Ausfüllung eines 
schmalen Kanals zu betrachten. Die jetzt dort wahrnehmbare Neigung 
der Schichten ist durch Rutschungen an den quartären, vielleicht auch 
schon alten Bruchlinien bedingt. 

Im Bereiche dieses Neogengebietes fand ich, abgesehen von den 
- Kalktuffen der Zermanjawasserfälle, drei räumlich getrennte Partien 
von Kalktuff, die trotz ihrer geringen Größe von Interesse sind. Die 
östlichste kleinste Partie befindet sich am Ostrande des aus der 
Niederung sich erhebenden Hügelzuges und offenbar durch den Abfall 
der Quellwasser in die jetzt durch wiesenbedeckte Alluvien ausgefüllte 
quartäre Längsbruchzone verursacht. Während das jungquartäre Alter 
dieses noch in Fortbildung begriffenen Kalktuffes sicher steht, ist dies 
bei den anderen beiden Vorkommen nicht der Fall. ’ 

Inmitten der sich gegen Südwesten erstreckenden Ausbuchtung, 
in welcher das Gehöft Gu$ina liegt, ragt nämlich ein schmaler Hügel 
empor, scheinbar eine Fortsetzung des inmitten der Niederung befind- 
lichen, der sich bei näherer Betrachtung als aus Kalktuff bestehend 
erweist. Die Struktur desselben stimmt derart mit derjenigen der 
jetzigen Zermanjawasserfälle überein, daß kein Zweifel bestehen kann, 
daß hier das Überbleibsel eines alten Wasserfalles vorliegt. Verlockend 
erscheint die Ansicht, daß dieser Kalktuff neogen sei und daß über ihn 
sich die Wasser einst in den Neogensee stürzten. Abgesehen jedoch 
davon, daß mir für diese Ansicht nicht die geringsten paläontologischen 
Anhaltpunkte zu Gebote stehen, dürfte die Niederung in ihrer jetzigen 
Gestalt ja erst im Quartär entstanden sein. Wenn auch die Wirkung der 
atmosphärischen Zerstörung des umgebenden Karstterrains seit dem 
Neogen nicht unterschätzt werden darf, so läßt doch die relativ hohe 
Lagerung der Mergelpartien in der ToGakschlucht erkennen, daß der 
neogene Seespiegel hoch lag. Es scheint daher die andere Annahme, 
dab die Kalktuffmasse von Gu$ine quartär sei, die wahrscheinlichere. 

Ähnlich verhält es sich mit der dritten mir bekannten Kalktuff- 
partie zwischen der Todakschlucht und KuridZa, die sowohl fest bis 
löcherig als auch erdig ist. Besonders die letztere Ausbildungsform 
ähnelt sehr den neogenen Sedimenten. 


65* 


506 R. J. Schubert. [46] 


IV. Tektonische Zusammenfassung. 


Ich glaube im vorstehenden genügend klargelegt zu haben, daß 
die bisherige Auffassung des in Rede stehenden Gebietes als einfache 
oder lediglich von untergeordneten Falten durchzogene Mulde sicher 
nicht den Tatsachen entspricht: Allerdings war es mir infolge der 
petrographischen Beschaffenheit des größeren Teiles der dieses Gebiet 
aufbauenden Schichten sowie der starken Zusammenfaltung und der 
Jungen Einbrüche nicht durchweg möglich, den Verlauf der einzelnen 
Falten scharf abzugrenzen. Immerhin erhellt aus dem Aufbrechen 
älterer, vor allem der kretazischen Schichten in mehreren Faltenzügen 
am Nordwest- sowie Südostrande des fast ausschließlich von Promina- 
schichten erfüllten Gebietes, daß in diesem die Äquivalente der im 
Nordwesten und Südosten davon deutlich ersichtlichen Falten gesucht 
werden müssen. Man könnte vielleicht einwenden, daß das Nichtauf- 
brechen älterer Schichten durch zu wenig starke Aufwölbung bedingt 
sei, daß also doch lediglich eine einzige von untergeordneten Falten 
durchzogene Mulde vorliese. Wenn sich dies nun so verhielte, müßte 
dieses Gebiet eher einen flachwelligen Bau besitzen, als, wie dies der 
Fall ist, größtenteils so stark überfaltet, ja stellenweise überschoben 
zu sein, so daß an manchen Querungen dieses Gebietes, wie zum 
Beispiel von Benkovac über Karin—JuraSinka nach BiliSani, fast lediglich 
nordöstliches Einfallen der Plattenmergel und Konglomerate ersichtlich 
ist. Daß aber in diesem Terrain die älteren Schichten, besonders die 
harten Kalke nicht aufbrechen, hat also nicht sowohl in einer geringen 
Faltungsintensität seinen Grund, als in der Mächtigkeit dieser jüngsten 
mitgefalteten Schichten, deren Absatz wahrscheinlich noch während 
der ersten auffaltenden Bewegungen fortdauerte und die viel jünger 
sind, als die übrigen norddalmatischen (marinen) Schichtglieder. Aller- 
dings kommen in diesem Gebiete auch anscheinend Zonen schwächerer 
Auffaltung vor, wie in der Aufbruchszone in der Fortsetzung des Posse- 
dariasattels Karin— Dobropoljei oder in der Antiklinalzone Alavanja— 
Bruska—Rodaljice, auch in der weiten flachen Lagerung eines Teiles 
der Bukovicamulde. Doch unterscheidet sich hierin das in Rede 
stehende Gebiet in keiner Weise von dem südwest-küstenwärts sich 
anschließenden Terrain, wo auch Stärke und Art der Faltung, bald 
Aufpressung älterer Schichten und steilgestellte Sättel, bald Auflösung 
des Faltenschubes in Überschiebungen, oft auf relativ kurzen Strecken 
mit ganz flachen Faltenwellen wechseln. 

Am einheitlichsten in der Art und Stärke der Faltung erscheint 
das mit Prominaschichten bedeckte Gebiet im Bereiche des Karten- 
blattes Benkovac in einer Linie, welche man quer durch das Gebiet 
zwischen Bilisani und Oberbiljane legt, etwa durch das neogene Ein- 
bruchgebiet bei der ersten und die Durchspießungsklippenzone bei 
der letzten Ortschaft, indem in dieser Richtung sämtliche Falten gegen 
Südwest geneigt und zusammengepreßt, stellenweise auch überschoben 
wurden. Bemerkenswert ist, daß dies auch in der südwestlichen Fort- 
setzung dieser Linie stärkster Zusammenpressung, auch in dem süd- 
westwärts sich anschließenden Küstengebiete an den Sätteln von Nadin, 


[47] Prominaschichten im Blatte Novigrad—Benkovac. 507 


des Vröevo und besonders des Tustica erkennbar ist, der hier am 
stärksten über die Küstenmulde überschoben ist (cf. diese Verhandl. 
1903, pag. 144). 

Ein Überblick über den Verlauf und Zusammenhang der nord- 
dalmatinischen Falten wird erst nach der geologischen Kartierung 
des gesamten Gebietes, vor allem des Velebits möglich sein; eben- 
so scheint es mir verfrüht, Fragen wie über die Herkunft der Promina- 
konglomerate, Beginn und Schluß der norddalmatinischen Faltungen 
jetzt schon zum Gegenstande eingehender FErörterungen zu machen, 
da ja gerade die für die Lösung dieser Fragen so wichtigen näheren 
Aufbauverhältnisse des Velebits bisher so gut wie unbekannt sind. 

Ich begnüge mich daher für diesmal mit meinen obigen Aus- 
führungen, dig ich kurz dahin zusammenfassen kann, daß indem 
mit Prominaschichten bedeckten Terrain im Bereiche 
des Blattes Benkovac 6—7 größtenteils geneigte, über- 
kippte und überschobene Falten enthalten sind, die, 
was Art und Stärke der Faltung betrifft, sich völligin 
den Rahmen der sonst in Norddalmatien vorhandenen 
einpassen. 


V. Nutzbare Mineralien. 


Eisen ist als Bohnerz in minimalen und Beauxit auch in 
geringen Mengen und dazu in technisch schlecht verwertbaren Vor- 
kommen im Prominaschichtenterrain vorhanden; lediglich die Kohlen- 
vorkommnisse verdienen daher eine ausführlichere Besprechung. 

Seit geraumer Zeit wird in Zeitungen und Vorträgen von den 
großen Kohlenschätzen berichtet, die Dalmatien beherbergen sollte. 
Veranlaßt wurde diese Meinung offenbar durch die Tatsache, daß 
dieselben Schichten, welche die Kohlen am Monte Promina bei Siverid 
und Velusic führen, in Norddalmatien eine sehr große Verbreitung 
besitzen. Kohlenspuren, die im Bereiche dieser Schichten, der Promina- 
schichten, an mehreren räumlich weit voneinander getrennten Punkten 
sefunden wurden, wurden für Anzeichen eines kontinuierlichen, über 
ein sehr großes Areal verbreiteten Kohlenvorkommens gehalten. Die 
petrographische Einförmigkeit veranlaßte die Annahme eines einfachen 
Baues, einer Mulde, in der man in der Tiefe auf Kohlen stoßen 
müsse. Im vorstehenden wurde nun wohl zur Genüge klargelegt, daß 
durchaus kein einfacher Bau vorliegt, daß also bei den mannigfachen 
Störungen mächtigere zusammenhängende Kohlenvorkommen auf weit- 
aus größere Entfernung hin und in größerer Mächtigkeit ausbeißen 
müßten, als dies in der Tat der Fall ist. 

Im Bereiche des Blattes Benkovac—Novigrad sind mir bisher 
folgende Kohlenvorkommen bekannt geworden. Soviel mir bisher bekannt, 
ist das mächtigste Vorkommen dasjenige bei Grn. Slivnica, an der 
äußersten Nordwestgrenze des zusammenhängenden Prominaschichten- 
komplexes. Dort wurde auf dem Besitze des Herrn Tome Knezevic 
bei der Kirche Sv. Kuzman i Damjan in den Weinbergen nahe der 
Lokva bei Brunnengrabungen an mehreren ganz nahe beieinander 


508 R. J. Schubert. [48] 


gelegenen Punkten in einer Tiefe von 5—6 m Kohle gefunden. Das 
Flöz soll hier eine Mächtigkeit von 1 m besitzen. Gegen Nordwesten 
zu folgen in geringer Entfernung schon marine Kalke mit kleinen 
Nummuliten und Orbitoiden, die offenbar auch die Kohle unterlagern, 
und auch gegen Südosten zu ist auf kein größeres streichendes An- 
halten des Flözes zu rechnen, da ich nahe den Rändern dieser hier 
auf eine Strecke synklinal gebauten Mulde nur nahe der Kirche 
—- also auch des Kohlenvorkommens — Pflanzenreste (auch Flabellarien) 
fand. Außerdem ist das Gebiet im Südosten des Golibrig vielfach 
gestört: Auch bei Possedaria sollen Kohlenspuren gefunden worden 
sein. Ich konnte die Stelle zwar nicht in Erfahrung bringen, doch 
vermute ich, daß sie inder Nähe der Küste liegt. 

In der südöstlichen Fortsetzung wurden im Nordosten von Novigrad 
nahe der Küste in den Weinbergen Kohlenstückchen ‚gefunden, ferner 
nahe der Maslenica an der Küste bei einer Brunnengrabung nahe dem 
Gehöfte Saric, auch in Medvidje, bei Karin, doch handelt es sich hier 
keineswegs um ein zusammenhängendes Kohlenvorkommen, sondern 
um unbedeutende vereinzelte, räumlich weit entfernte Kohlenbildungen, 
die meist an wenig mächtige Konglomeraten eingelagerte Mergelzüge 
geknüpft sind. 

Ähnlich dürfte es sich auch mit den Kohlenvorkommen von 
Kistanje, Modrinoselo und Nunic, von welchen in den „Mineralkohlen 
Österreichs“ !) pag. 193 berichtet wird, verhalten, obwohl auf der Über- 
sichtskarte (Taf. XII) ein großes zusammenhängendes Braunkohlen- 
vorkommen eingezeichnet ist. Diese Ubersichtskarte bedarf. aber 
gerade, was das dalmatinische Kohlenvorkommen betrifft, einer  Ver- 
besserung. Denn nach der Zeichenerklärung sind dort, wo bei größeren 
Kohlenmulden die Flözführung nicht außer Zweifel steht, nur die 
Muldenränder eingezeichnet. Danach erscheint in Norddalmatien nicht 
nur das mit Prominaschichten (Mergeln wie Konglomeraten) bedeckte 
Terrain nebst einer starken Übertreibung als Kohlenmulde, sondern 
außerdem das ganze zwischen diesem und der Meeresküste gelegene 
Gebiet von drei „Kohlenmulden* durchzogen, auch Pago fälschlich 
als weites Kohlenrevier. Was mit diesen Kohlenmulden. gemeint _ 
sein soll, ist nicht näher erklärt. Da die Übersichtskarte über die 
(dalmatinischen) Kohlenvorkommen nach der Stache-Hauerschen 
geologischen Übersichtskarte entworfen ist, kann es sich bei den drei 
„Kohlenmulden“ lediglich um eine stark schematisierte Darstellung 
(in Wirklichkeit sind es nämlich sechs) der norddalmatinischen, mit 
marinem Tertiär erfüllten Muldenzüge handeln. Und in diesem marinen 
Eozän kommen nur lokal im Knollenmergel ?), in welchen der Haupt- 
nummulitenkalk nach oben zu übergeht, Spuren von Kohlen vor, so 
unbedeutende Reste von kohligen Pflanzenresten, daß man mit dem- 
selben Rechte die Verbreitungsgebiete aller Sedimentärgesteine als 
Kohlengebiete bezeichnen könnte. 


!) Herausgegeben vom Komitee des allgemeinen Bergmannstages. Wien 1903. 
2) Da dieser Knollenmergel einen marinen in Küstennähe abgesetzten Kalk 
(Hauptnummulitenkalk) überlagert und nach oben zu wenigstens. großenteils in 
(marine) Tiefseemergel übergeht, ist klar ersichtlich, daß dieser Knollenmergel 
keineswegs eine Süßwasserbildung darstellt. 


[49] Prominaschichten im Blatte Novigrad—-Benkovac. 509 


Ebenso unberechtigt ist die in Laienkreisen noch bisweilen fest- 
gehaltene Ansicht, daß man in Dalmatien in der Tiefe noch das 
„istrische Kohlenflöz* erreichen werde. Die istrische Kohle ist an die 
Cosinaschichten gebunden, die in Dalmatien lediglich in geringer 
Mächtigkeit vorhanden und kohlenfrei sind, in Norddalmatien und den 
Inseln übrigens größtenteils ganz fehlen. 


Ich habe oben die Punkte erwähnt, von denen mir bei meinen 
vorjährigen und heurigen Aufnahmen im Bereiche des Blattes Benkovac 
in der Westhälfte der sogenannten Prominamulde Kohlenvorkommen 
bekannt wurden. Es sind durchweg unbedeutende Vorkommen, die 
eine Aufschließung wohl sicher nicht lohnen würden. Die Verhältnisse 
sind so klar ersichtlich, daß sie von unbefangenen Beurteilern gar 
nicht verkannt werden können. 


Um so mehr muß es wundernehmen, daß in den letzten Jahren 
trotzdem immer aufdringlicher von den „ungeheuren Bodenschätzen“ 
Dalmatiens berichtet wird. Recht bezeichnend ist diesbezüglich ein Vor- 
trag des Herrn A. König, „Die wirtschaftliche Zukunft Dalmatiens“!), 
aus dem ich zur näheren Kennzeichnung folgende Stellen anführe. 
Pag. 9: „Experten verschiedener Nationalitäten, Franzosen, Belgier, 
Österreicher und Deutsche haben in meinem Auftrage meine Gebiete 
seologisch und montanistisch durchgeforscht und Gutachten abgegeben. 
Alle diese Autoritäten sind über die ungeheure Ausdehnung des 
Kohlenvorkommens und dessen leichte Zugänglichkeit einig... Nur 
über das Kohlenquantum gehen die Schätzungen auseinander. Die einen 
schätzen es auf hunderte Millionen Tonnen, die anderen auf Milliarden 
Tonnen.“ Begrenzt wird die Kohlenmulde nach König „nördlich vom 
Mare di Novigradi und vom Mare di Karin, südlich ist dieselbe von 
der Adria eingesäumt“. Auf Seite 11 bringt er eine interessante 
Darlegung des geologischen Aufbaues von Norddalmatien „an Hand 
der verfaßten Expertisen“: „Die Schichtenlagerung ist eine sehr regel- 
mäßige. Alle Dörfer liegen auf oder an dem Konglomeratrücken, weil 
die Bauern ihr fruchtbares Ackerland, das über den tonigen Schichten 
liegt, nicht mit Gebäuden besetzen wollten. Dagegen finden sich, weil 
die Tonmergel wassertragend sind, alle vorhandenen Brunnen in diesen 
Schichten. Das alles ist so außerordentlich charakteristisch und auf 
so große Erstreckungen auch auf den österreichischen Generalstabs- 
karten zu verfolgen, daß dadurch auf die absolute Regelmäßig- 
keit der ganzen tertiären Ablagerung mit Sicherheit 
geschlossen werden kann. Das Kreidegebirge bildet 
nördlich der Kerka eine einzige große Mulde. Die Mulde 
ist auf ihre ganze Länge mit den oben geschilderten tertiären 
Gebirgsgliedern ausgefüllt. Aus den mitgeteilten Verhältnissen kann 
man schließen, daß sich auf der ganzen Fläche von zirka 1500 km? 
die Ablagerung des Tertiärgebirges und der in ihm enthaltenen 
Kohlenflöze ganz regelmäßig vollzogen hat.“ Pag. 12: „Würde man 
annehmen, daß im nördlichen Teile der Mulde nur ein einziges durch- 
gehendes Flöz von lm Mächtigkeit sei, so reicht doch der 


!) Verlag des niederösterr. Gewerbevereines. Wien 1900. 


510 | R. J. Schubert. [50] 


Vorrat für eine Jahresförderung von einer Million Tonnen 
viele hundert Jahre lang“ 

Herr König schließt seine Ausführungen über den Kohlenreichtum 
mit den Worten: „Ich sehe davon ab, weitere noch interessantere 
Stellen aus den Expertisen vorzulesen, denn in ein bis zwei Jahren 
wird man nicht mehr von Experisen, sondern von Tatsachen sprechen.“ 
Und hierin hat er Recht behalten, allerdings in einem anderen Sinne, 
als er es wohl meinte. 


Inhaltsverzeichnis 
Seite 
1: Einleitung een Bu ren EI ETEREE TEE EBERRLETT ENTER" ERITREUBE 461 
II. -Stratigraphischer. Teil’... . 0.0 300 a Re 462 
III. Aufbau des Gebietes . . . . . 5 A SE er Tee 2 474 
1 Der_Knkaljyabschnäht 0 4.. 00.200 ae . 475 
3. Die Aufvruchszone en: Kr ra 
3... Der. Bukovicaabschnitt een Sa Er ERRANG >); 
#);Die;Bükoyagamnlder) sis rs uohsteit anbu 5. 
b) Die Doppelmulde (?) von Ne Karin—Dobropoljei. . . 491 
4::Der.Zdrilosattelsnz ) role u ee OARaR. Frrerke e 
5..Die, Mulde vonObroyazzo Be EEE a ee 
6:,BüBßwasserneogen von. Bilisani sy... zurpe aa te de, a ee ee 
IV. Tektonische Zusammenfassung . .... 2 Al en ee, ee 


WE Nutzbare Mineralien. . LIT I ERS ETERN 91: 290507 


Zur neuesten Literatur über das böhmisch- 
schlesische Grenzgebiet. 
Von Dr. W. Petrascheck. 


Mit zwei Zinkotypien im Texte. 


Seit einer langen Reihe von Jahren bewegen sich die Aufnahmen 
der königl. preußischen geologischen Landesanstalt sowie die der k. k. 
geologischen Reichsanstalt in den Sudeten. Verhältnismäßig wenig ist 
aber erst von den umfangreichen bisher geleisteten Arbeiten der 
Öffentlichkeit übergeben worden, was seinen Grund zum Teil darin 
hat, daß vergleichende Beobachtungen in den ausgedehnten Gebieten 
gemacht werden mußten, ehe ein abschließendes Urteil ermöglicht 
wurde. Nie hat dabei die das Gebiet teilende politische Grenze eine 
Scheide gebildet. Beyrich hat von böhmischen Landesanteilen eine 
Karte geliefert, welche nach meinem Dafürhalten sogar die teilweise 
später erfolgten Österreichischen Aufnahmen in manchen Punkten über- 
ragt. Die Berichte der Mitarbeiter der ersten geologischen Aufnahme 
unserer Anstalt geben andererseits Zeugnis, daß sie das Studium der 
schlesischen Gebietsteile nicht vernachlässigt haben. Auch die beider- 
seitigen neuen Aufnahmsberichte lassen erkennen, daß sich die Beob- 
achtungen jeweilig über die Landesgrenzen hinaus erstrecken. 

Die für die angrenzenden böhmischen Landesteile hochbedeut- 
samen Spezialkartierungen Dathes sind nunmehr so weit vorgeschritten, 
daß im Sommer die Ausgabe der ersten Kartenlieferung erfolgen 
konnte. Dieselbe enthält die Sektionen Wünschelburg, Neurode, 
Rudolfswaldau und Langenbielau, somit unmittelbar an der Landes- 
grenze liegende Gebiete. In ihnen ist die mühevolle Arbeit vieler Jahre 
niedergelegt. Erheischen sie schon darum unsere besondere Beachtung, 
so gewinnen sie durch die im Karbon und Perm erzielten Resultate 
unmittelbare Bedeutung für die Aufnahme der böhmischen Grenzgebiete. 
Gleichzeitig erschienen anläßlich der letzten Tagung der deutschen 
geologischen Gesellschaft als Festschrift drei Arbeiten von A. Schmidt, 
Herbing und Flegel!), die ein wegen seiner Lage an der böhmisch- 


!) Zur Geologie des böhmisch-schlesischen Grenzgebirges. Dargebracht der 
Deutschen geol. Gesellsch. zu ihrer Tagung in Breslau, September 1904, von der 
schlesischen Gesellschaft für vaterländische Kultur. 

A. Schmidt, Oberkarbon und Rotliegendes im Braunauer Ländchen und 
der nördlichen Grafschaft Glatz. 

J. Herbing, Über Steinkohlenformation und Rotliegendes bei Landeshaut, 
und Schwadowitz. 

K. Flegel, Heuscheuer und Adersbach-Weckelsdorf, eine Studie über die 
obere Kreide im böhmisch-schlesischen Gebirge. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 66 


312 Dr. W. Petrascheck. [2] 


schlesischen Grenze angeblich etwas stiefmütterlich behandeltes Gebiet 
zum Gegenstand ihrer Untersuchung machen und damit den beider- 
seitigen gerade in diesen Gegenden umgcehenden Landesaufnahmen 
zuvorzukommen suchen. 

Aber eben dieser Versuch drückt die Arbeiten zu ganz ephe- 
meren Erscheinungen herab, denn schon am Tage des Erscheinens 
waren sie durch die bei den fortlaufenden Aufnahmsarbeiten gemachten 
Erfahrungen in fast allen Punkten überholt. Um dies zu beweisen, 
sollen bei der folgenden Besprechung eine größere Zahl der von 
letztgenannten Autoren begangenen Irrtümern richtig 
gestellt werden. Begleitet wird die Festschrift von einer geologischen 
Karte im Maßstabe 1:75.000. Man erkennt in ihr leicht die Konturen 
der Karten Beyrichs und Weithofers samt ihren Fehlern und 
Ungenauigkeiten wieder. Verhältnismäßig wenige Abweichungen sind 
zu konstatieren und diese sind unglücklicherweise meist zum Nachteil 
der neuen Karte ausgefallen. 

Die in den nachfolgenden Erörterungen von mir verwerteten 
eigenen Beobachtungen werden in der, späterer Zeit vorbehaltenen, 
zusammenfassenden Darstellung des in Frage kommenden Gebietes 
wiederzufinden sein, auch werden dort einzelne Dinge weiter begründet 
werden. Das Nachfolgende hat nur den Zweck den Inhalt der neuesten 
Publikationen kurz darzustellen und kritisch zu beleuchten. 


Für die kristallinen Schiefergesteine, die Gneisformation, 
des Eulengebirges, die schon seit langem durch die eingehenden 
Untersuchungen von Kalkowsky, Stapff und Dathe selbst gut 
bekannt waren, liegt nunmehr eine geologische Karte vor. Ist zwar 
auf den bisher erschienenen Blättern noch nicht das ganze archaische 
Gebiet, des Eulengebirges fertiggestellt, so erhält man doch schon 
einen Überblick über die Art des Auftretens und die Verbreitung 
seiner interessanten Gesteinstypen, zu denen die Reiburgsbreccien 
gehören, die einen Beweis abgeben von den gewaltigen Störungen, 
die das Gebirge durchsetzen. Letztere machen sich bekanntlich schon 
im Streichen der Schichten (O—W im Süd, NW—SO weiter nördlich) - 
und dem unvermittelten Wechsel der Streichungsrichtungen bemerkbar. 
Die zwei Abteilungen der Gmneisformation, die Biotit- und die Zwei- 
glimmergneise, werden in ihren mannigfachen strukturellen Abände- 
rungen und mit ihren zahlreichen Einschaltungen von Amphiboliten, 
Serpentinen, einzelnen Kalklinsen, weißen Granuliten und Graphit- 
sneisen zur Darstellung gebracht. Die Gesteine erinner:, wie F. E. 
Suess!) mit Recht hervorhebt, an die des Waldviertels, insbesondere 
an die Gföhler Gneise. 

Von dem Herzogswalder Silur liegt nur ein sehr kleiner -Teil 
auf dem Blatte Neurode. Zum Devon, dessen klassische Lokalität 
der Ebersdorfer Steinbruch ist, werden auch noch Kalke und Schiefer 
zwischen Eckersdorf und Gabersdorf gestellt. Schiefer, Quarzite und 
Adinole nicht näher bestimmbaren Alters sind vorläufig als Herzogs- 
walder Schichten ausgeschieden, 


!) Bau und Bild der Böhmischen Masse, pag. 271. 


[3] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 513 


Den breitesten Raum in den neuesten Publikationen nehmen die 
weit ausgedehnten und reich gegliederten Ablagerungen des Karbon 
und Perm ein. Die ungemein sorgfältigen Untersuchungen Dathes 
haben als Resultat einer fast zwei Jahrzente dauernden mühseligen 
Arbeit eine ebenso detaillierte stratigraphische Durchforschung und 
Gliederung, wie genaue tektonische Erkenntnis des Jüngeren Paläozoi- 
kums der Mittelsudeten geliefert. In einigen Umrissen skizziert, waren 
sie der Öffentlichkeit übergeben worden; das hauptsächlichste Doku- 
ment aller Forschungen aber, die Karte, war im Druck, als durch 
die genannten Schüler Frechs eine Prüfung der Datheschen Ergeb- 
nisse vorgenommen wurde, die namentlich im Perm zu grundver- 
schiedenen Anschauungen und ebenso heftigen wie — was im folgenden 
gezeigt werden soll — unberechtigten Angriffen geführt hat. 


Da auch auf österreichischer Seite in den gleichen Horizonten 
die von mir durchgeführten Neuaufnahmen so weit vorgeschritten 
sind, daß sie zur Kritik herangezogen werden können, ist eine ein- 
gehende Besprechung doppelt motiviert. 


Die Ablagerungen des Kulms, die auf Blatt Neurode einen weiten 
Flächenraum einnehmen und den nördlichen Anteil von Beyrichs 
Warthaer Grauwackengebirge ausmachen, bilden eine teils archäischen, 
teils altpaläozoischen Schichten diskordant aufgelagerte Mulde, als 
deren jüngste Ausfüllung, und zwar wiederum diskordant, oberes 
Karbon auftritt. Einzelne Schollen liegen im Gneis des Eulengebirges. 


Zwei Stufen lassen sich im Kulm unterscheiden. Die untere 
wird gebildet aus Gneisbreccien, die nach oben in Gneiskonglomerate 
und Gneissandsteine übergehen, aus nicht niveaubeständigen Gabbro- 
konglomeraten, Kohlenkalken, in denen altberühmte Fossilienfundstätten 
liegen, Tonschiefern, Grauwackensandsteinen und Kieselschiefern. 
Einzelne Konglomeratlager sind ausgezeichnet durch die Führung von 
leicht kenntlichen Variolitgeröllen. Auch diese sind in der Karte 
besonders ausgeschieden. Der oberen Kulmstufe fehlen Kieselschiefer 
und Kohlenkalke gänzlich. 


Das Oberkarbon des niederschlesischen Anteiles am Becken 
wird nach Dathe gebildet aus: 


1. Waldenburger Schichten (Liegendzug). 

2. Weißsteiner Schichten, auch Reichhennersdorf — Hartauer 
Schichten genannt (Zwischenmittel). 

3. Saarbrücker Schichten (= Schatzlarer Schichten inkl. Xaveri- 
stollen-Flözzug). 

4. Ottweiler Schichten (= Schwadowitzer Schichten [das heißt 
Idastollen-Flözzug| und Radowenzer Schichten). 


Neu ist daran im Vergleiche zur älteren Gliederung die Aus- 
scheidung der diskordant auf dem Liegendzuge lagernden Weiß- 
steiner Schichten und die Erkenntnis des Vorhandenseins von Ött- 
weiler Schichten, die man früher allein vom böhmischen Flügel kannte. 

Der Liegendzug, die Waldenburger Schichten, spielt auf 
den vorliegenden Spezialkarten eine nur unbedeutende Rolle. Er hat 
66* 


514 Dr. W. Petrascheck. [4] 


bei Altwasser und Charlottenbrunn seine hauptsächlichste Entwicklung, 
erreicht aber bei Niederwüste-Giersdorf ein Ende, da sich im weiteren 
Verlaufe des Beckenrandes die Saarbrücker Schichten den Gneisen 
und dem Kulm auflagern. Erst weiter im Südosten treten die Walden- 
burger Schichten wieder auf, sie liegen dort diskordant auf der oben 
erwähnten Kulmmulde. 

Die Weißsteiner Schichten, das flözarme über dem Liegend- 
zuge von Waldenburg liegende Mittel, konnte auf den Blättern Langen- 
bielau und Neurode nicht mehr zur Darstellung gebracht werden, da 
ihre Ausscheidung in der Waldenburger Gegend erst gelang, als diese 
Blätter bereits in Druck waren. Dieser Horizont ist daher nur auf 
Blatt Rudolfswaldau eingetragen, wo er ebenfalls bei Nieder-Wüste— 
Giersdorf endigt. Im Vergleiche zu seinem Liegenden zeichnet sich 
dieser Complex durch grobstückige, reichlich Kieselschiefer führende 
Konglomerate aus’). 

In dieses Niveau, das, wie erwähnt, auch als Reichhennersdorfer 
Schichten mit dem Sattelflözhorizont Oberschlesiens parallelisiert wird, 
stellt A. Schmidt?) das tektonisch höchst interessante Karbon- 
vorkommen von Mittelsteine. Im Steinetale mitten in, wie man zu- 
nächst meinen sollte, mächtigen Rotliegendschichten, wurde unter einer 
dünnen Rotliegendbedeckung Karbon angefahren. Hornblendeschiefer 
und Phyllite, die, wie Dathes Karte lehrt, in der Nähe zutage aus- 
streichen, zeigen jedoch, daß wir uns hier in einem Gebiete intensiver 
Störungen befinden. Ob freilich die Altersbestimmung A. Schmidts 
richtig ist, bleibt bei den bisherigen Funden noch fraglich. A. Schmidt 
stützt sich auf Neuropteris Schlehani Stur, das ebenso wie das hier 
vorkommende Mariopteris muricata für den Sattelflözhorizont charak- 
teristisch ist, doch aber auch in die Schatzlarer Schichten hinaufgeht, 
auf welche Alethopteris decurrens und Palmatopteris furcata hinweisen. 

Etwas eingehendere Studien hat Herbing in dem Niveau der 
Reichhennersdorfer Schichten gemacht und seine Resultate außer in der 
oben genannten Arbeit in einer vorläufigen Mitteilung?) zur Kenntnis 
gebracht. Es sind in einem auf den alten Karten dem Kulm zugezählten 
Gebiete zwischen Landeshut und Liebau zahlreiche Flözausbisse vor- 
handen, die vor Jahren zu lebhaften bergbaulichen Versuchen nament- 
lich von seiten des Liebauer Kohlenvereines geführt hatten. Von den 
Ergebnissen der zahlreichen Schürfungen und Bohrungen ist Herbing 
einiges zugänglich gewesen. Vieles scheint, nach seinen Angaben zu 
schließen, verschollen zu sein. Auch gelang es ihm, eine kleine Flora 
zum Teil aus dem in Abbau gewesenen Flözen aufzubringen, die 
unsere auf Potonie zurückzuführende Kenntnis der Flora dieses 
Horizonts um einiges bereichert. Wesentlichere Fortschritte in diesem 


1) Vgl. Dathe: Über die Verbreitung der Waldenburger und Weißsteiner 
Schichten in der Waldenburger Bucht. Zeitschr. d. Deutschen geol. Gesellsch. Bd. 54, 
Hft. 4 (1902), pag. 189. 

2) Vgl. auch 80. Jahresbericht d. schles. Gesellsch. für vaterl. Kultur (1903), 
pag. 20. 


3) Über eine Erweiterung des Gebietes der produktiven Steinkohlenformation 
bei Landeshut in Schlesien. Zentralblatt für Mineralogie, Geologie und Paläon- 
tologie, 1904, pag. 403—405. 


[5] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 515 


Punkte stehen erst bevor, da die k. k. geol. Reichsanstalt aus den 
auflässigen Bauen ein paläontologisches Material besitzt, dessen fach- 
männische Bearbeitung gesichert zu sein scheint. Die übrigen Angaben 
Herbings dürften sicher auch in kurzer Zeit Korrekturen und Er- 
gänzungen erfahren, da erstens die amtliche Neuaufnahme durch die 
königl. preuß. geol. Landesanstalt im Zuge ist und zweitens die den 
Untersuchungen Herbings zugrunde liegenden Daten sehr lücken- 
hafte sind. Ohne den bevorstehenden Arbeiten vorgreifen zu wollen, 
sei zur Wertschätzung der Mitteilungen Herbings erwähnt), daß er 
die Positionen verschiedener Bohrungen falsch angibt. So liegt das 
Bohrloch Nr. XIII, dessen Profil pag. 66 abgedruckt wird, 400 m süd- 
östlich von der in der Kartenskizze angegebenen Stelle. Es tritt dort 
östlich einer über Bethlehem streichenden Dislokation wieder Porphyr 
zutage, wovon in Herbings Karte nichts zu sehen ist. Das Bohrloch 
Nr. XXIV?) erreichte eine Tiefe von 201 m. Es wurde 600 m im 
Hangenden des Alexanderflözes auf einer Linie angesetzt, die die Faule 
Brücke bei Liebau mit der Ziegelei Lindenau verbindet. Das Rot- 
liegende, das man dort zunächst erreichte und das mit einem Bruche 
gegen den Porphyr grenzt, ist in Herbings Karte nicht verzeichnet. 
Richtig ist, das zeigen die verschiedenen bergmännischen Profile, daß 
das Rotliegende hier diskordant auf dem Karbon liegt. Trotzdem ist 
das Profil, das Herbing auf seiner Tafel gibt, falsch, weil es den viel 
verwickelteren tektonischen Verhältnissen nicht im geringsten Rechnung 
trägt. Die vorgeschlagene Einteilung der Reichhennersdorfer Flöz 
ablagerungen, die Herbing selbst hypothetisch nennt, wird das noch 
mehr, wenn man berücksichtigt, daß dort im Karbon zahlreiche Ver- 
werfungen aufsetzen, die Herbing nicht gekannt hat. Bezeichnend 
dafür, daß die Exkursionskarte im Wesentlichen nur eine Wieder- 
gabe älterer Karten ist, ist der Umstand, daß die von Herbing 
bei Landeshut und Liebau konstatierte Verschiebung der Grenze 
zwischen Kulm und Oberkarbon nicht zur Darstellung gebracht wurde. 

Der nächst jüngere Schichtenkomplex, die Saarbrücker oder 
Schatzlarer Schichten, liegen auf dem schlesischen Flügel ebenso 
wie auf dem böhmischen übergreifend auf. Dabei ist aber ausdrücklich 
hervorzuheben, daß auf böhmischer Seite unterkarbone Bildungen bisher 
nicht nachgewiesen werden konnten. Eine Bemerkung A. Schmidts?), 
die das glauben machen könnnte, beruht auf Unkenntnis der diesbe- 
züglichen Literatur, denn Dathe®) sagt, daß die in dem Petryschachte 
in der vierten Tiefbausohle aufgefahrenen schwärzlichen bis rötlichen 
Tonschiefer der Phyllitformation angehören, eine Tatsache, die ich 
auf Grund anderer Erfahrungen bestätigen kann. Am Aufbau der 
Schatzlarer Schichten beteiligen sich weiße oder graue Sandsteine, 
Konglomerate, in denen ebenso wie im böhmischen Anteil Lydit eine 
hervorragende Rolle spielt, und Schiefertone, unter denen die feuer- 


!) Es erliegen hieramts Briefe mit Profilen, Karten und an Ort und Stelle 
gemachten Notizen Sturs, die hier zu Rate gezogen wurden. 


2) Profil pag. 69. 
®) pag. 22. 
*) Geologische Beschreibung der Umgebung von Salzbrunn, pag. 123. 


516 Dr. W. Petrascheck. [6] 


festen, durch Abschlämmung des Gabbros bei Neurode entstandenen 
Tone von besonderer Bedeutung sind. s 

In langem Zuge begieitet der Ausstrich der Saarbrücker Schichten 
den Ostrand des Beckens auf den von Dathe publizierten Blättern 
von Donnerau bis über Hausdorf hinaus, woselbst durch die Wenzes- 
lausgrube noch ein lebhafter Abbau stattfindet. Muldeneinwärts tauchen 
sie (infolge der sich am Ostrande des Volpersdorfer Gabbros hinziehenden 
Hauptverwerfung) nördlich von Neurode im Felde der bekannten 
Rubengrube wieder empor und begleiten den Westrand des Gabbros, 
bis sie in der Gegend von Rotwaltersdorf nach einer Umbeugung 
gegen SW durch unbedeutende Brüche abgeschnitten werden. Bisher 
erblickte man in dieser Umbiegung das Ende der Karbonmulde am 
preußischen Flügel. Südwestlich von dem soeben betrachteten Flöz- 
zuge liegt jenseits der Rotliegendbedeckung das schon behandelte 
Karbonvorkommnis von Mittelsteine, nordöstlich treten ältere und nachı 
Dathe auch noch jüngere Oberkarbonschichten in die bekannte 
Kulmmulde ein. Zwischen dieser und dem Gabbro liegt aber noch 
eine schmaler, aber tiefer Rotliegendgraben, den Dathe erkannt hat. 
Seinen Westrand bildet der bereits erwähnte Hauptbruch, dessen Sprung- 
höhe auf 1000 m geschätzt wird, Nach A. Schmidts Ansicht liegen 
hier mehrere Spezialmulden vor. Eine derselben nur, die sich zwischen 
den Gabbro und die Möhltener Hornblendeschiefer, welche bis Mittel- 
steine reichen, gelegt hat, werde durch die bei Rotwaltersdorf endigenden 
Schatzlarer Schichten gebildet. Durch Brüche, die in den Beginn der 
Rotliegendperiode zu verlegen sind, bildeten sich Flözgräben, deren 
einer letztgenannte Spezialmulde sein soll. 

Auf böhmischer Seite sind die Schatzlarer Schichten durch 
Potonie auf Grund der Floren in eine untere, die eigentliche Schatz- 
larer Stufe und eine obere, die des Xaveri- oder Erbstollens, zerlegt 
worden. Zu letzterer glaubte er auch die Hangendenpartien der 
Rubengrube stellen zu müssen). A. Schmidt vermehrt diese beiden 
Stufen noch um eine dritte, jüngste, die durch die flözführenden 
Schichten des Wilhelminenschachtes bei Zdarek repräsentiert wird. 
Von der reichen durch Stur bearbeiteten Flora führt er einige Arten 
an, zitiert dann noch Feistmantels und eigene Bestimmungen. Er 
scheint aber doch — und das ist bei der Unbekanntschaft mit den im 
Museum der k. k. geol. Reichsanstalt aufgestellten Suiten nicht ver- 
wunderlich -— eine falsche Vorstellung von der dortigen Flora zu haben, 
sonst würde er nicht von einem Zurücktreten oder Fehlen der Farne 
sprechen. Trotzdem kann es mit der Behauptung, die Zdareker Flöze 
seien etwas jünger als die des Erbstollens, seine Richtigkeit haben. 
Stur selbst soll dies bereits, wie auch A. Schmidt bekannte Mon- 
tanisten der dortigen Gegend erzählen, ausgesprochen haben. 

Wie weit die auf Grund der verschiedenen Floren aufgestellten 
Zonen sich kartographisch unterscheiden lassen, wird die Landes- 
aufnahme zu zeigen haben. Auf der Weithoferschen Karte und auch 
auf der „Exkursionskarte* ist das nicht geschehen. Wenn Herbing 
der Meinung ist, daß das Tal des Litschebaches die Südgrenze zwischen 


!) Vgl. Floristische Gliederung des deutschen Karbons und Perms, pag. 7. 


7 Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 517 


den eigentlichen Schatzlarer Schichten und den Xaveristollenschichten 
bildet und zur Begründung auf die verschiedene Färbung der Acker 
auf den beiden Talseiten hinweist, so ist er im Irrtum, denn letztere 
Erscheinung ist auf andere Ursachen zurückzuführen, die Schichten 
aber streichen schräg über das Tal hinweg. 

Unrichtig ist ferner die Behauptung, daß Weithofer die 
Xaveristollenschichten bis Zbeenik durchstreichen lasse, denn seine 
Karte zeigt deutlich, daß er ihr Ende bei Bohdasin annimmt. Aller- 
dings findet man nördlich von Zbeönik graue Konglomerate, die den 
Ausstrich des Cenomanquaders begleiten, Konglomerate, über die 
bisher noch nichts ausgesagt worden ist und über die wir erst nach 
völligem Abschluß unserer Untersuchungen berichten werden. 

Die Annahme Potonies, daß der Xaveristollenflözzug auch 
auf preußischer Seite, und zwar in den Hangendflözen der Ruben- 
grube vertreten sei, versucht A. Schmidt durch den Fund einer 
neuen, Sphenopteris neuropteroides Boulay nahestehenden Varietät zu 
stützen. Ebenso wie in der Rubengrube ist auch in den Saarbrücker 
Schichten der \Wenzeslausgrube bei Hausdorf eine Hangendgruppe 
vorhanden. Auf Grund eines Toneisensteinbänkchens parallelisiert 
A. Schmidt die Flöze beider Hangendgruppen. Da ihm endlich aus 
dem Hangendzuge der Waldenburger Gegend zahlreiche Stücke von 
Neuropteris tenuifolia Schloth. vorlagen, hält er es für wahrscheinlich, 
daß obere Saarbrücker Schichten in höherem Maße, als man bisher 
annahm, auf preußischer Seite vertreten seien. Es ist aber damit von 
A. Schmidt nur bewiesen worden, daß der gesamte Hangendzug 
nördlich vom Volpersdorfer Flözgraben vorhanden ist. Den Beweis, 
daß noch jüngere Schichten als dieser dort entwickelt sind, hat er 
nicht sich, sondern, soweit Rotliegendes in Frage kommt, älteren 
Autoren, soweit ÖOttweiler Schichten in Frage kommen sollten, aber 
Dathe zuzuschreiben. 


OÖttweiler Schichten kannte man bisher nur vom böhmischen 
Muldenflügel, woselbst sie in mächtiger Entwicklung mit zwei flöz- 
führenden Horizonten als Schwadowitzer (Idastollen) und als Rado- 
wenzer Schichten das Rotliegende unterteufen. Zwischen den beiden 
Flözzügen ist ein mächtiges, vornehmlich aus groben Arkosen gebildetes 
Mittel, die Hexensteinarkose vorhanden. Eine Vertretung dieser Hori- 
zonte konnte bisher auf schlesischer Seite nicht festgestellt werden. 
Erst den Aufnahmen Dathes ist es geglückt, eine ebenfalls zur 
Hauptsache aus Arkosen gebildete Schicht auszuscheiden, in der er 
die Ottweiler Stufe des anderen Muldenflügels erblickt. 

Uber die in Böhmen gut gegliederten und schön aufgeschlossenen 
ÖOttweiler Schichten erfahren wir, wenn wir die ihm unterlaufenen 
Irrtümer abziehen, durch Herbing nichts Neues. Wie Weithofer 
legt auch er die Grenze gegen die vornehmlich grauen Schatzlarer 
Schichten dort, wo darüber die rote Farbe der den Schwadowitzer 
Schichten zuzuzählenden Schiefer, Sandsteine und Konglomerate ein- 
setzt. Seit Weithofer weiß man noch, daß diese Grenze durch eine 
Reihe von Porphyr- und Melaphyrvorkommnissen ausgezeichnet ist, 
die zwar nicht unmittelbar auf ihr, aber doch dicht unter ihr den 


518 Dr. W. Petrascheck. [8] 


Schatzlarer Schichten eingelagert sind. Die Exkursionskarte enthält 
auf Grund der Eintragungen Herbings das auf den bisher zur 
Veröffentlichung gelangten Karten fehlende Eruptivlager des Heiden- 
berges bei Schatzlar, sie ist aber auch in diesem Punkte selbst bei 
Berücksichtigung der nur textlich erwähnten Porphyrvorkommnisse 
nicht vollständig. Zur Auffindung eines weiteren solchen hätte ihm 
die von Jokely herrührende alte Aufnahme der k.k. geol. Reichs- 
anstalt verhelfen können. Es befindet sich westlich vom Spitalwalde. 
Damit ist die Zahl der an dieser Grenze aufsetzenden Eruptivlager 
noch nicht erschöpft, denn ich fand eine bisher noch nicht bekannte 
Porphyreinlagerung an der Bergkoppe, ein Melaphyrlager, das vielleicht 
mit dem im Idastollen 940 m vom Eingang angefahrenen Lager 
zusammenzubringen ist, an der Vodolov-Hertiner Straße, woselbst es 
im Straßengraben über grauen Sandsteinen ansteht. Auch an dem 
östlich vom Wilhelminenschacht liegenden Talgehänge fand ich nahe 
der Grenze zwischen Schatzlarer und Schwadowitzer Schichten 
Melaphyrbruchstücke. Hierbei sei eingeschaltet, daß über die Art des 
Auftretens von Melaphyr und Porphyr bei Trautenbach an und seit- 
wärts des dort durchstreichenden Bruches!) bislang noch nichts Sicheres 
bekannt ist. Wenn Herbing hier die Hauptmasse des Melaphyrs auf 
einer dem Streichen der Schichten parallelen Spalte emporgedrungen 
sein läßt, so hat er entschieden Unrecht. Seine kartographische 
Darstellung weicht von den alten Karten ab und ist dadurch un- 
richtiger geworden. Die Verhältnisse sind komplizierter als der Ver- 
fasser glaubt. Es tritt westlich vom Stachelberge unter dem Mela- 
phyr der Grünschiefer nochmals anstehend zutage. Zwischen dem 
Porphyr des Stachelberges und dem Melaphyr stehen Schatzlarer 
Konglomerate an. 

Zwischen dem Flözzuge des Idastollens und dem von Radowenz 
treten in dem südwärts der Linie Markausch—Slatin gelegenen Kohlen- 
gebirge die Hexensteinarkosen als ein zirka 1200 m mächtiges 
flözleeres Mittel auf, das, wie Weithofer?) in mehreren Schriften 
hervorgehoben hat, den mittleren Ottweiler Schichten gleichzustellen 
ist und wegen seiner Eigenart, die nach Weithofer in bei seiner 
Bildung herrschenden besonderen klimatischen Verhältnissen ihren 
Grund hat, als Leithorizont für die Parallelisierung anderer Karbonareale 
verwendbar ist. Wie Weithofer hervorhebt, geht dieser mächtige 
Arkosenzug nördlich oben genannter Linie durch auskeilende Wechsel- 
lagerung in herrschende rote Schiefer, mürbe rote Sandsteine und 
rote, aber kleinstückigere Konglomerate über, die man früher für 
Rotliegendes gehalten hat, wozu ihr Gesteinscharakter sehr verleitet. 
Es ist aber ganz gleichförmige Lagerung vorhanden. Außerdem — 
das ist erst beweisend — läßt sich die, wenn auch vertaubte oder 
nicht bauwürdige, ununterbrochene Fortsetzung des Idastollenflözzuges 
in das Gebiet dieser roten Schichten hinein bis nach Döberle erweisen 
und auch durch Begehung des Terrains leicht an den die Flöze 


') Der, das ist richtig, bei der Reußenhöhe ein wenig anders als auf der 
Weithoferschen Karte verläuft. 


:) Zuletzt „Lotos“ 1904, Nr. 1. 


[9] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. _ 519 


begleitenden Sandsteinen erkennen !). Diese Umstände schließen es 
aus, daß die früher als solches angesprochenen Schichten zum Rot- 
liegenden gehören. Die auskeilende Wechsellageruug, durch die diese 
roten Schichten mit den Hexensteinarkosen verknüpft sind, kommt 
im Terrain sehr deutlich an den schmalen, sich nach N verjüngenden 
. und schließlich, den hangendsten allein ausgenommen, verschwindenden 
Arkosenrücken zum Ausdruck. Sehr klar und, soweit es der Maßstab 
erlaubt, auch mit einiger Genauigkeit kommen diese Züge in der 
Karte Weithofers zum Ausdruck. Herbing kopiert zwar für die 
Exkursionskarte die Konturen Weithofers, hält aber die sich aus- 
keilenden Arkosenbänke?) für durch Erosion bedingte lappenförmige 
Auflagerungen auf die Schwadowitzer Schichten, was bei dem unter 
30° nach NO gerichteten Fallen der Schichten ein völliges Mißverstehen 
der Tektonik und des Terrains bedeutet. Daß auch A. Schmidt die 
klaren und richtigen Darstellungen Weithofers nicht richtig erfaßt 
zu haben scheint, läßt eine Bemerkung auf pag. 18 vermuten. Es ist 
fernerhin unrichtig, wenn Herbing behauptet, daß sich im ganzen 
Bereiche der Hexensteinarkosen, die übrigens auch dort, wo sie 
dominieren, Konglomerate, Kaolinsandsteine und rote Schiefer in viel- 
fachem Wechsel eingeschaltet enthalten, im allgemeinen zwei Zonen 
unterscheiden lassen. Es treten nämlich auch im unteren Rotliegenden, 
unter anderem bei Jibka, Wüstrey und in der Gegend des Türken- 
berges, einige Arkosenzüge auf, die sich zwar von denen des Ober- 
karbons nicht oder kaum unterscheiden lassen, aber trotzdem mit 
den Hexensteinarkosen in keinerlei Zusammenhang stehen. Da sie ins 
Rotliegende gehören, darf selbstverständlich die Bezeichnung Hexen- 
steinarkose auf sie nicht angewendet werden. Dadurch, daß Herbing 
beide zusammenwirft, gelangt er zu seiner Zweiteilung der Hexen- 
steinarkose. 


Die petrographische Entwicklung der Hexensteinarkosen geht 
auch noch in die sogenannten Radowenzer Schichten hinein, 
die dadurch, daß ebensolche graue Arkosen als Mittel zwischen 
einzelnen Flözen auftreten, auf das innigste mit ihrem Liegenden ver- 
knüpft sind. Rote Konglomerate, rote Schiefer und Sandsteine spielen 
namentlich dort, wo die Hexensteinarkosen mächtig entwickelt sind, 
eine nur sehr geringe Rolle. Überlagert und infolgedessen gegen O 
begrenzt werden die Radowenzer Schichten vom Rotliegenden, nicht 
von der Kreide, wie Herbing schreibt. Es werden demnach die 
Radowenzer Schichten von dem im Vergleiche zu den übrigen Karbon- 
horizonten des Gebietes nur wenig mächtigen Komplex gebildet, der 
aus den Flözen und ihren Begleitern und Mitteln besteht. Die Flora 
dieser Flöze ist bisher nur wenig bekannt geworden. Auch die vor- 
liegende Arbeit Herbings bringt hierzu nur einen kleinen Beitrag. 
Nimmt man, wie es Herbing ganz richtig tut, das durch einen 
feuerfesten weißen Ton gekennzeichnete weißmittelige als das Leitflöz 


1) Es ist demnach falsch, wenn Herbing sagt, daß die Flöze nördlich des 
Petersdorfer Tales bisher nicht bekannt geworden sind. 


2) Es sei hier eingeschaltet, daß gerade die schmalen Arkosenrücken vor- 
nehmlich aus Konglomeraten gebildet werden. 


Jalırb. der k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 67 


50 - Dr. W. Petrascheck. [10] 


an, so ergibt sich, daß man sieben Flöze zählen kann, von denen das 
hangendste und das liegendste nur ganz lokal entwickelt sind. Im 
hangendsten Flöz, das in Albendorf abgebaut wurde, fand Frech!) 
Walchia piniformis, woraufhin er die Albendorfer Flöze ins Rotliegende 
stellte. Unter ihnen sollten noch die fünf Radowenzer Flöze folgen. 
Die Unrichtigkeit dieser Behauptung wurde von Dathe bereits hervor- 
sehoben, da es seit langem bekannt ist, daß es ein und derselbe 
Flözzug ist, der von Radowenz über Albendorf nach Teichwasser 
streicht. Herbing führt noch einige Pflanzen aus dem hangendsten 
(Walchien) Flöz an, darunter Callipteridium gigas. Er stellt es deshalb 
ins Rotliegende, legt somit die Grenze zwischen Karbon und Perm 
noch in den Flözzug der Radowenzer Schichten. Dabei hält er es 
weiter für möglich, daß auch noch das nächst tiefere, vielleicht sogar 
alle Radowenzer Flöze ins Rotliegende gehören, eine Meinung, für 
die sich bekanntlich Katzer erklärt hat, während man sonst allgemein 
die Rädowenzer Schichten für obere Ottweiler Schichten erklärt. 
Sieben Pflanzen kennt Herbing im ganzen aus dem Walchienflöz. 
Auf Grund dieser „Flora“ konstatiert er die Verschiedenheit von jener 
von Radowenz (die auch nur schlecht bekannt ist). Ersterer sollen im 
Gegensatze zu letzterer Lepidodendron, Sigillaria und Stigmaria gänzlich 
fehlen. Zweifellos beruht dieses Fehlen nur in der mangelhaften 
Durchforschung, fand ich doch in den von mir bei der Kartierung ins 
Unterrotliegende gestellten, den Radowenzer Flözzug unmittelbar über- 
lagernden Konglomeraten eine Stigmaria ficoides?). Bei dem gegen- 
wärtigen Stande der floristischen Durchforschung des Gebietes ist es 
auf jeden Fall nicht opportun, die Grenze in den Flözzug zu legen. 
Für die Kartierung ergeben sich daraus gar keine Anhaltspunkte, 
wohl aber, wenn man die Grenze unmittelbar über den Flözzug lest. 
Auf jeden Fall ist die Verknüpfung von Perm und Karbon hier eine 
sehr innige und es folgt daraus, daß keineswegs eine scharfe Grenze 
zu konstatieren sein muß. 

Herbing fühlt sich auch berufen, auf Grund der vorhandenen 
Literatur, insbesondere der Schriften Weithofers einen Vergleich 
der Saarbrücker und Ottweiler Schichten mit den in der Regel zum 
Perm gestellten Schichten am Südfuße des Riesengebirges zu geben. 
Er gerät dabei in Widerspruch mit seiner eigenen Praxis bei der 
Verwertung von Leitpflanzen des Rotliegenden. Indem er Jokelys 
untere Rotliegendetage den obersten Partien der Schatzlarer und den 
Schwadowitzer Schichten gleichstellt, setzt er Schichten mit Walchia 
piniformis Schl. sp. (Zweig mit Zapfen aus dem tiefsten Brandschiefer- 
flöze Hrabacov bei Starkenbach), Callipteris conferta und Walchia pini- 
formis (Kozinee bei Starkenbach), Callıpteridium gigas (Gutb.) Weiss. 
(Nedwez, zahlreiche Stücke), Walchia piniformis und Acanthodes gracilis 
(Hermannseifen) fast in die Mitte des Oberkarbons! Wohl konnte der 
Autor diese und andere Fossilien, die teils im Museum der k.k. geol. 
Reichsanstalt aufgestellt, teils in handschriftlichen Aufzeichnungen 
Sturs notiert sind, nicht kennen (ausgenommen den Acanthodes, den 


1) Zentralblatt f. Mineralogie etc. 1901, pag. 338. 
?) Das Stück liegt in einem großen Block auf der Höhe südlich Qualisch, 


[11] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 521 


schon Beyrich und Römer erwähnen), aber eben deshalb ist nicht 
einzusehen, warum er sich ohne jede eingehendere eigene Erfahrung 
so weit in diese Frage einläßt, zumal ihm bekannt war, daß die, auch 
von ihm als wünschenswert erachtete Neuaufnahme dieser Ablagerungen 
im Gange ist. Mit den hier angeführten paläontologischen Belegen 
werden natürlich auch die Versuche, die Eruptivstufen zur Paralleli- 
sierung in der von Herbing geübten Weise heranzuziehen, hinfällig. 
Es entsteht vielmehr neben der Frage, ob nicht in verschiedenen 
Schichten nur tektonische Wiederholungen zu suchen sind, noch die- 
jenige, ob etwa Aquivalente des Zechsteines vielleicht in einer der 
von Frankenberg nicht unähnlichen aber terrestren Ausbildung vor- 
liegen könnten. 


Die zuletzt besprochenen jüngsten Karbonstufen, die Ottweiler 
Schichten, deren Gesamtmächtigkeit ich auf 1300—1400 m schätze, 
sollten, wie schon oben erwähnt, nach der bisherigen Annahme in 
dem östlichen Muldenflügel nicht entwickelt sein. Erst Dathe hat 
eine zirka 250 m mächtige Zone ausgeschieden, in der er den gesuchten 
Vertreter erblickt. Diese Zone besteht dort aus Arkosen und Kon- 
slomeraten, die einen Übergang zu denen des Unterrotliegenden bilden. 
Ihr Ausstrich begleitet ganz konform den der tiefsten Rotliegendzone. 
Wie im Westflügel trifft man auch hier gelegentlich eine vielfache 
Wechsellagerung der dickbankigen grauen und rötlichen Feldspat- 
sandsteine mit braunroten sandigen Schiefertonen. Ein dünnes Kohlen- 
flözchen wurde angefahren, außerdem fand sich unreiner Kalkstein, 
der auch den Schwadowitzer Schichten nicht fehlt, in schwachen 
Bänken vor. Pflanzenreste sind in diesen Schichten ungemein selten. 
Undeutliche Pecopteriden, Reste von Cordaiten (Cordaites Ottonis Gein.) 
und Walchia piniformis und filiciformis sind alles, was man bisher 
kennt. Letztere Funde sind die tiefsten, die bisher im niederschlesischen 
Becken gemacht wurden. Da im hangendsten Flöz der Radowenzer 
Schichten ebenfalls eine Walchia gefunden wurde, so können diese 
wohl zur Parallelisierung herangezogen werden und wären die Arkosen 
demnach an die Grenze von Perm und Karbon zu stellen. Die 
Kontinuität nach oben ist hier wie dort eine vollständige. Nach Dathe 
ist sie es aber auch nach unten in beiden Fällen und so sieht er in 
diesen Arkosen einen Repräsentanten der gesamten Ottweiler Schichten 
des böhmischen Flügels, der hier allerdings an Mächtigkeit außer- 
ordentlich verringert sein müßte. Das Vorkommen von Walchia in 
Öttweiler Schichten aber sucht Dathe damit zu stützen, daß er auf 
den „versteinerten Wald“ der Hexensteinarkosen hinweist!). Ob er 
hierbei aber ganz recht hat, ist vielleicht doch nicht genügend sicher, 
denn auch mit Cordaiten lassen sich Araucarites-Stämme in Beziehung 
bringen. Wegen der mangelhaften Kenntnis der Flora der Ottweiler 
Schichten des niederschlesisch-böhmischen Beckens bewegt sich der 
Fortschritt der Erkenntnis desselben auf einer Spirale. O. Feist- 


’) Über das Vorkommen von Walchia in den Ottweiler Schichten des nieder- 
schlesisch-böhmischen Steinkohlenbeckens. Zeitschr. d. Deutschen geol. Gesellsch. 
55 (1903), pag. 12. 

67* 


522 Dr. W. Petrascheck. [12] 


mantel und Katzer stellten die Hexensteinarkose und die Rado- 
wenzer Schichten zum Perm, Frech und Herbing legen den Schnitt 
oben in die Radowenzer Schichten, Dathe rechnet aber alles inklusive 
der die ersten Walchien führenden Schichten zum Karbon, wie es 
schon Stur bei Aufstellung der Gliederung tat. In der Tat hänst 
die Frage der Grenzziehung zurzeit nur von der Frage ab, ob das 
erste, wenn auch vereinzelte Auftreten von Rotliegendarten oder der 
Florencharakter entscheidend sein soll. Zieht man das erstere vor, 
wodurch, wie aus den Ausführungen Weithofers!) hervorgeht, ein 
recht natürlicher Parallelismus verwischt wird, so würde für unser | 
Gebiet an der noch herrschenden Auffassung auch nur wenig geändert 
werden, indem die Grenze um ein nur unbedeutendes Maß, das in 
Böhmen besonders klein ist, in die Tiefe gerückt werden würde. 


Konkordant überlagert diese Ottweiler Schichten Dathes das 
über 2000 m mächtige Rotliegende, das durch die subtilen Unter- 
suchungen genannten Autors eine detaillierte Gliederung erfahren hat. 
Besonders günstig für das Studium ist wegen der vollständigen und 
charakteristischen Entwicklung der Schichten die Gegend zwischen 
Neurode und Wünschelburg. Deutlich erkennbar und weithin verfolg- 
bar heben sich hier die mächtigsten Stufen im Gelände ab. Dathe 
konstatierte hier folgende Schichtfolge, aus der man ersieht, daß er die 
Schichten mit denen des Saar-Nahegebietes in Übereinstimmung bringt. 


Unteres Rotliegendes — Cuseler Schichten. 
Untere Cuseler Schichten. 


Rotbraune Konglomerate und Sandsteine, allmählich ru & 
aus den Arkosen des Liegenden (Ottweiler Schichten) her- 
vorgehend. Gerölle von kristallinen Schiefern und Porphyr. 


Walchia imbricata, Datheosaurus macrourus Schroed. 


Rotbraune Schiefertone und dünnplattige Sand- rw, B 
steine mit wulstigen oder runzligen Schichtflächen, Regen- 
tropfen und Wellenfurchen. Finlagerungen von grauem 
Arkosesandstein. 


Walchia imbricata. 


Zone der Anthrakosienschiefer, bestehend aus licht- ru, Yy 
gelblichgrauen Mergelschiefern, feinkörnigen tonigen Kalk- 
sandsteinen, Kalkbänkchen und Brandschiefern. 

Anthracosia Goldfussiana, Pecopteris Pluckeneti, P. oreop- 
teridea, Callipteris conferta, Odontopteris suberenulata, O. 
osmundaeforrmis, O. obtusa, Calamites gigas, Walchia pini- 
formis, W. imbricata, W. linearifolia. 


Lyditkonglomerate. Kleinstückige Konglomerate bis 20m r u, 9 
mächtig. Reich an Lydit, aber auch Gneise, Glimmer- 
schiefer und Porphyr führend, alles wohl gerundet. Binde- 


!) Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1902, pag. 411. 


[13] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 


mittel ist graue Arkose, die auch allein in dünnen Bänken 
auftritt. Faziell überwiegen Sandsteine und Schiefer über 
die Konglomerate. 

Die beiden letzten Zonen lassen sich nicht überall 
unterscheiden, sie können durch graue Arkosen, Kaolin- 
sandsteine und Konglomerate vertreten werden, in die sich 
nach dem Hangenden zu auch rotbraune Schiefertone und 
Sandsteine einschalten können. Auch ein Kohlenflözchen 
wurde konstatiert. 


Zone der braunroten Sandsteine und Konglo- 
merate. Ein vielfacher Wechsel beider Gesteine. Auch 
an ihrer Stelle können braunrote Sandsteine und Schiefer- 
tone auftreten. Im Hangenden Einlagerungen von dünn- 
blättrigem schwarzen Anthrakosienschiefer. 


Zone der hellrotbraunen Bausandsteine mit 
Kalkflözchen. Eine sehr mächtige, im Terrain sofort 
auffallende Sandsteinzone, bestehend aus dicken rotbraunen 
oder gräulichen Sandsteinen und Arkosesandsteinen, in 
denen einzeln eingestreute oder in dünnen Lagen ange- 
ordnete Gerölle bemerkenswert sind. 


Zone der hellbraunrotenSchiefertone und Sand- 
steine mit Kalkflözchen. Die Schiefertone über- 
wiegen immer mehr. Im Hangenden ein dunkler, im Aus- 
gehenden etwas rötlicher Plattenkalk. 

Amblypterus vratislavensis, Xenacanthus Decheni, Callipteris 
Naumanni, Walchia linearifolia. | 


Obere Cuseler Schichten. 
Porphyrtuffe (Pisolithtuffe) mit Medullosen. 


Rotbraune Schiefertone und Sandsteine, graue 
Arkosesandsteine mit Kalkflözchen und Walchien- 
schiefern. Die feinkörnigen grauen Arkosen bilden das 
Liegende dieser Zone. 

Walchia piniformis. 


Rotbraune sandige Schiefertone und Sandsteine 
mit untergeordneten grauen Arkosesandsteinen, Kalkstein 
und Flözspuren. 

Taeniopteris jejunata. 


Braunrote Konglomerate und Sandsteine vertreten faziell die 
unteren Schichten der: 


Zone der oberen Bausandsteine. Diese bestehen aus 
dickbankigen hellbraunroten Sandsteinen mit nach dem 
Hangenden sich vermehrenden Schiefertonen. Außer durch 
die Farbe unterscheiden sie sich von den unteren Bau- 
sandsteinen durch reichlicheren weißen Glimmer und 
geringere Festigkeit. Im Hangenden befindet sich ein 
rötlichgrauer Kalk. 


923 


Y.Uo 5 


rugs 


run 


a 5 


Y Up % 


594 Dr. W. Petrascheck. [14] 


Mittleres Rotliegendes — Lebacher Schichten. 
Untere Lebacher Schichten. 


Untere Stufe: Grauschwarze Walchienschiefer mit unter- r m, & 
geordneten Arkosen, dunkelbraune Schiefer und Sandsteine 
und Kalkstein. 

Callipteris conferta, Walchia piniformis. 

Unter dieser Zone, aber auch in ihr treten Melaphyre 
auf. Sie enthält ferner Melaphyrtuffe, Porphyrtuffe und 
(Juarzporphyr. 

Obere Stufe: Graue, aber auch braune glimmerige und r m, B 
sandige Walchienschiefer. Schwarzer plattiger Ruppers- 
dorfer Kalk. 

Callipteris conferta, Walchia piniformis, iliciformis, 
Amblypterus vratislavensis. 


Obere Lebacher — Tholeyer Schichten. 


Rötelschiefer, hellrotbraune Schiefertone mit Reduktions- ? Ms 
flecken (solche auch schon in den oberen Bausandsteinen). 
Dünne, feinkörnige Sandsteinbänke. Rötlicher dünnplattiger 
Kalk. 
Callipteris conferta, Estheria tenella, Amblypterus. 


Oberes Rotliegendes — Wadener und Kreuznacher Schichten. 


Untere Stufe: Kleinstückige lockere rote Konglomerate. rg 


Obere Stufe: Klein- bis mittelkörnige rote Schiefer und Y 09 
Sandsteine mit Kalkbänken und Karneol. 


Nicht überall aber sind alle diese vielen Schichten zu unter- 
scheiden. Fazielle Veränderungen können das Profil wesentlich verein- 
'fachen. Dies ist ganz besonders auf Blatt Rudolfswaldau der Fall, auf 
dem die tonige und sandige Entwicklung einer aus Sandsteinen und 
Konglomeraten Platz macht, wobei sich verschiedene Zonen (selbst 
die mächtigen unteren Bausandsteine r u; £) auskeilen, während andere 
etwas mächtiger werden. Im ganzen ist aber doch die Mächtigkeit 
dieser sandig-konglomeratischen Fazies eine wesentlich geringere. Die 
liegendste Zone (r u, «) besteht hier nur aus Konglomeraten, in r u, B 
dominieren anfangs Sandsteine, später die Konglomerate, ru, y und 
machen der schon oben erwähnten Entwicklung Platz, die übrigens 
auch südöstlich von Neurode bemerkbar ist. Auch die auffällige aus 
Tuffen bestehende Eruptivstufe, keilt sich völlig aus, ebenso die in 
dieser Richtung sich erst einstellenden Konglomerate und Sandsteine 
"ügY. Dahingegen gehen die oberen Bausandsteine durch das ganze 
Gebiet hindurch und werden von der jüngeren Eruptivstufe überlagert. 
Was über dieser liegt, fällt in den Österreichischen Anteil auf das 
Blatt Schönau bei Braunau und wurde nicht kartiert. 

Wenn es also auch möglich ist, die zahlreichen im Rotliegenden 
zu beobachtenden Schichten kartographisch auszuscheiden, sc sind, 


[15] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 525 


das zeigt das Vorstehende zur Genüge, die faziellen Abänderungen 
doch so große und auf kleinem Raume so rasch einsetzende, daß 
es bei einer Übersichtskartierung im Maßstabe 1:75.000, wie sie 
hierzulande erfolgt, nicht möglich ist, in gleicher Weise alle Schichten 
zur Darstellung zu bringen. Das Gebiet, in dem alle diese faziellen 
Manmnigfaltigkeiten zu konstatieren sind, macht nur einen kleinen Teil 
eines unserer Kartenblätter aus. Hier wird es also notwendig sein, in 
noch weitergehendem Maße Schichtgruppen zusammenzufassen. 

Über dieses Rotliegende hat nun A. Schmidt durchaus ab- 
weichende Anschauungen geäußert. Unterrotliegendes soll überhaupt 
fehlen und Mittelrotliegendes diskordant auf Oberkarbon liegen. Die 
mächtige Schichtfolge Dathes soll auf mehrfache Wiederholungen 
infolge dreier großer Verwerfungen zurückzuführen sein. 


Die Frage, ob Unterrotliegendes vorhanden sein kann, soll später 
behandelt werden und zunächst auf die Tektonik eingegangen werden. 
Schon die Karten Dathes!) zeigen auf das augenscheinlichste, wie 
unberechtigt und wie verfrüht die Angriffe A. Schmidts sind. Aus 
den Kartenblättern geht hervor, daß die Lagerung der Schichten von 
Dathe selbst keineswegs als so ungestört erkannt worden ist, wie 
A. Schmidt es glaubt. Dathe hat im Gegenteil eine Menge Ver- 
. werfungen, darunter sehr intensive Störungen nachgewiesen, die 
A. Schmidt völlig unbekannt geblieben sind. 


Da es trotz dieser Dislokation immer wieder möglich ist, eine 
Vorstellung über den ehedem bestandenen Schichtenverband zu ge- 
winnen, konnte Dathe mit Recht von einer vollständigen Entwicklung 
sprechen. 

Auf dem östlichen und dem westlichen der drei Brüche A. Schmidts 
soll Porphyr in Gangform emporgedrungen sein. Abgesehen davon, daß 
der östliche dieser „Gangporphyre* nach Dathes Untersuchung ein 
Porphyrtuff mit Bomben ist, in dem auch Kieselhölzer gefunden wurden, 
und abgesehen davon, daß die Begrenzungslinien auf das deutlichste 
die lagerartige Einschaltung erkennen lassen, folgt aus dem A. Schmidt 
fremd gebliebenen Baue der Gegend auf das bestimmteste, daß der 
vermeintliche Gang ein Lager ist. Dieselben Porphyrtuffe treten nämlich 
im Hangenden derselben Gesteine wieder bei Ebersdorf auf. Aber 
auch dicht in der Nachbarschaft des vermeintlichen Ganges steht 
dieser infolge einer von Dathe nachgewiesenen Störung ein zweites- 
mal über denselben Gesteinen an. Den Hang des Annaberges gegen 
Niedersteine abwärts schreitend, kommt man nach Passierung des 
Hangenden der Porphyrtuffe wieder in diese und trifft in umgekehrter 
Reihenfolge die dieselben unterlagernden Gesteine an. Es ist somit 
gar kein Zweifel, daß wir es hier mit einem Lager zu tun haben. Die 
Aufrichtung der Schichten beruht auf einer Schleppung an dem Ver- 
wurfe, wobei der östliche Flügel als abgesunken gedacht werden kann, 
Auch die von Dathe im nahen Hainwalde konstatierten Verhältnisse 


!) Deren Zuverlässigkeit in den hier herangezogenen Punkten nicht zu be- 
zweifeln ist, wovon sich die Teilnehmer der Exkursion Dathes im September d.J., 
ich selbst dank dem freundlichen Entgegenkommen Dathes auch schon bei 
früherer Gelegenheit, überzeugen konnten. 


526 Dr. W. Petrascheck. [16] 


lassen solches wahrscheinlich erscheinen. Wie die punktierte Linie des 
Profils Fig. 1 andeutet, wären dieselben den Porphyrtuff begleitenden 
Schichten im Steinetale wieder zu erwarten. Das Karbon von Mittel- 
steine könnte dann der Kern dieser Antiklinale sein. Ganz so einfach 
scheinen die Verhältnisse aber doch nicht zu liegen. A. Schmidt 
selbst hebt hervor, daß das Karbonvorkommnis von Mittelsteine einem 
keilförmigen Horst entspricht und auch Dathes Karte läßt auf durch 
unter der Diluvialdecke verborgene Brüche hervorgerufene Kompli- 
kationen schließen. Gewissermaßen als Fortsetzung der besprochenen 
Verwerfung der Schulzenkoppe kartiert Dathe bei Rudelsdorf eine 
andere, bei der aber der westliche Flügel im Vergleich zum östlichen 
der gesunkene ist. 


Einen Moment könnte man vielleicht doch glauben, daß durch 
den Bruch an der Schulzenkoppe eine Wiederholung der Schichtfolge 
bedingt ist. Man könnte, wie es die Fig. 1 ebenfalls andeutet, ver- 
sucht sein, die Porphyrtuffe an dem Bruche mit denen, die bei Nieder- 
rathen auftreten in Verbindung zu bringen, so daß die oberen Bau- 


Fig. 1. 
AnnaBerg KRathen 
Steine Tal Ile kayoßyys 
BD a ı ! 


- { n 


sandsteine nur eine Wiederholung der unteren wären. Die deutliche 
Verschiedenheit der Gesteine aller in Frage kommenden Rotliegend- 
zonen sowie das Fehlen jeder Andeutung des in den hangenden 
Teilen der oberen Bausandsteine liegenden Melaphyrs in den weithin 
verfolgbaren unteren Bausandsteinen des Annaberges!) sprechen sehr 
gegen eine solche Annahme, desgleichen die von Dathe westlich des 
Walditztales kartierten Verhältnisse. 


A. Schmidt bringt seinen vermeintlichen Porphyrgang von 
Walditz in Beziebung zu einem von Schütze angenommenen Bruch, 
der die Flöze in der Frischaufgrube abschneiden soll. Die Existenz 
eines bedeutenden Bruches ist nach den neuen Aufnahmen fraglich 
geworden, es hat sich nur das Vorhandensein einer Bruchzone ergeben. 
Die verschiedene Richtung, sowie das anscheinend ungestört dazwischen 
liegende Gebiet, schließen aus, eine Beziehung zwischen diesem Bruch- 


1!) Erst weiter östlich am Hockenberge ‘finden . sich Melaphyre, die nach 
Dathe in diesem Niveau liegen. 


[17] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 527 


felde und der von A. Schmidt irrigerweise angenommenen Dis- 
lokation zu suchen. j 

Nicht anders als mit dem soeben besprochenen, angeblich als 
Verwerfer auftretenden Porphyrgange steht es mit dem zweiten, der 
bei Schloß Rathen das von Wünschelburg kommende Tal verqueren 
soll. In großen Profilen stellt A. Schmidt kleine Störungen in den 
Ablagerungen dar; Störungen von so geringem Ausmaße, daß sie auf 
jeder Spezialkarte vernachlässigt werden müssen, weil ihre Auffindung 
nur von zufällig vorhandenen Aufschlüssen abhängig ist. Am Rathener 
Porphyrgang, der nach Dathe ebenfalls ein Porphyrtuff ist, läßt sich 
nach dem Profil A. Schmidts ein Absinken der Schichten um zirka 1 m 
wahrnehmen. Daß irgend ein bedeutenderer Verwurf vorliegen soll, ist 
ausgeschlossen, denn es zeigt sich keinerlei Wiederholung der Schichten. 
A. Schmidt läßt seinen vermeintlichen Porphyrgang einen gerad- 
linigen Verlauf nehmen, während nach Dathes Darstellung die 
Begrenzungen deutlich vom Gelände abhängig sind. Es ergeben sich 
auf diese Weise beträchtliche Abweichungen. Eine Nachprüfung dieser 
für die Deutung des Lagers wichtigen Frage wäre ein leichtes, scheint 
aber bei der sorgfältigen Ausführung der Aufnahmen Dathes und 
bei dem Reichtume der „Exkursionskarte“ an großen zum Teil auch 
auf A. Schmidt zurückzuführenden Irrtümern und Ungenauigkeiten 
kaum notwendig. 

Seitlich dieses vermeintlichen Porphyrganges will A. Schmidt 
in Grenzschichten Kontakterscheinungen wahrgenommen haben (Ent- 
färbung und Ausscheidung von Glimmerschüppehen). Er unterläßt es 
aber zu sagen, ob diese angeblichen Kontakterscheinungen im Han- 
genden oder im Liegenden gefunden wurden, ebenso wie er es nicht 
versucht, den Leser von dem Vorhandensein der Kontakterscheinungen 
durch genauere Beschreibung zu überzeugen. Die bloße Erwähnung 
von Glimmerschüppchen beweist gar nichts, denn diese treten gerade 
in solchen Schiefergesteinen oft genug auch als Neubildung auf. Ebenso 
nichtssagend ist die Entfärbung. Der Porphyrtuff ist, wie A. Schmidt 
selbst zugibt, zersetzt. Seine grüne Farbe läßt auf Reduktionen 
schließen. Warum sollen nun die reduzierenden Lösungen nicht auch 
die angrenzenden roten Gesteine ergriffen und gebleicht haben? Daß 
diese letzteren durch Reduktion nicht grün oder wenigstens so intensiv 
grün wie der Rathener Porphyrtuff werden, habe ich oft genug beob- 
achtet und läßt sich auch bei Rathen an den runden Flecken, die 
eben durch Reduktion um kleine Kohlenpartikelchen !) sich gebildet 
haben, konstatieren. 

Nach alledem ist auch die Existenz des Rathen-Tuntschendorfer 
„Porphyrganges“ sehr fraglich, das Fehlen eines bedeutenden Ver- 
wurfes aber sicher. 

Nicht viel besser steht es mit der dritten der großen Ver- 
werfungen, dem Steinetalsprung. Er soll unter den jungen Ablage- 
rungen dieses Tales verborgen sein. Wie weit er reicht, ob bloß bis 
nach Scharfeneck oder bis in das Gebiet der Melaphyre nordwestlich 


!) Auch schwarze Schiefer-(Kieselschiefer-)Fragmente können diese Er- 
scheinung hervorrufen. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt. 1904. 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 68 


528 Dr. W. Petrascheck. [18] 


davon, kann der Verfasser nicht sagen. Zur Umdeutung der Gliederung 
des Rotliegenden nimmt er einen Bruch an. Vorher aber, bei Be- 
sprechung des Karbonvorkommnisses von Mittelsteine, spricht er von 
einer keilförmigen Scholle, die, von Verwerfungen fast allseitig begrenzt, 
horstartig emporragt. Dieser Horst aber fällt mit der Richtung des 
Steinetales zusammen. A. Schmidt zeigt selbst, wie an seinen beiden 
Längsbrüchen die Karbonschichten nach abwärts geschleppt sind. Ein 
solcher keilförmig aufragender Horst ist aber kein Staffelbruch, wie 
er hier die Wiederholung der Schichtenfolge bewirken soll. Was nun 
diese selbst betrifft, so sei auf die obige Besprechung der Schulzen- 
koppenverwerfung verwiesen. Das dort Gesagte kommt auch hierfür 
in Frage. 

Die von A. Schmidt vermuteten Verwerfungen 
existieren also zum Teil gar nicht, zum Teil sind sie 
sehr fraglich. Wollen wir aber trotzdem ihr Bestehen 
annehmen, so treffen die Schlußfolgerungen, die 
A. Schmidt in bezug auf die Gliederung des Rot- 
liegenden zieht und die er in einer Tabelle darstellt, 
doch nicht zu. Alle Rotliegendschichten fallen nach West. An allen 
drei Brüchen läßt A. Schmidt den westlichen Flügel den gesunkenen 
sein‘). Daraus folgt, daß eine Wiederholung der Schichten, wie A. 
Schmidt will, unmöglich ist; im Gegenteil müßte das Profil lücken- 
haft, das Rotliegende also noch mächtiger und noch komplizierter 
gegliedert sein. Wir sehen also, daß die Angriffe, die A. Schmidt 
gegen Dathe gerichtet hat, in sich selbst zusammenbrechen wegen 
der falschen Prämissen, auf die sie aufgebaut sind, und wegen der 
falschen Schlüsse, die außerdem daraus gezogen wurden. 

Auf Grund der vorhandenen Fossilien bestreitet A. Schmidt 
ferner die Altersbestimmungen Dathes. Die Gliederung, die letzterer 
aufgestellt hat, ist im wesentlichen auf die Gesteine und die ein- 
geschalteten Eruptivstufen, beim Oberrotliegenden aber auf die 
Diskordanz gegründet. Dathe findet in den aufeinanderfolgenden 
Gesteinszonen so viel ‚Analogien mit denen des Saar-Nahegebietes, 
daß er sich veranlaßt sah, die dort gebräuchlichen Benennungen eben- 
falls zur Anwendung zu bringen. Eine vollkommene Sicherheit in der 
Parallelisierung der Schichten kann hiernach kaum erwartet werden, 
ist wohl auch bei der Art der Ablagerungen schwer zu erzielen. In 
gewissen fundamentalen Fragen kann man aber doch eine Antwort 
erhalten, so in jener nach der Vertretung des Unterrotliegenden, 
die von A. Schmidt bestritten wird. Bezüglich mancher Punkte, 
wie derBestimmung der Anthrakosien, muß den beteiligten Autoren 
die Feststellung überlassen werden. in anderen scheinen mir die 
Schlußfolgerungen A. Schmidts nicht glücklich zu sein, wie 
bezüglich des Fundes von Datheosaurus macrourus. Wenn man auch 
bisher die ältesten Rhynchocephalen aus dem Mittelrotliegenden erst 


1) Dabei ist bemerkenswert, daß A. Schmidt bei seinem Profil vom „Porphyr- 
gang“ von Rathen-Tuntschendorf den östlichen Teil als den gesunkenen zeichnet. 
Im Text sagt er das umgekehrte! Derartige Verwechslungen sind keineswegs ver- 
einzelt. Wiederholt ist in dieser, wie den anderen Arbeiten Ost und West in sinn- 
störender Weise vertauscht worden. 


[19] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 529 


kannte und die genannte Art in der Palaeohatteria dieses Horizonts, 
beziehungsweise den wenigen bisher bekannten ältesten Reptilien 
seine nächsten Verwandten hat, so folgt daraus doch noch lange nicht, 
daß im Unterrotliegenden kein solcher Fund gemacht werden kann. 
Es ist gewiß einseitig gefolgert, wenn man aus dem Vorhandensein 
eines Rhynchocephalen auf Mittelrotliegendes schließen will, auch 
Frech hat sich gehütet, einen solchen Trugschluß zu ziehen, wenn 
auch A. Schmidt solches glaubt. 

Etwas eingehender befaßt sich A. Schmidt mit der Fossil- 
führung der Braunauer und Ottendorfer Kalke, von denen er die 
letzteren als etwas älter wie die ersteren erkennt, während Frech!) 
beide nur als Fazies betrachtet. Beide Kalkhorizonte stellt er ins 
Mittelrotliegende, ist also dabei in vollster Ubereinstimmung mit 
Dathes neuester Publikation. Nur in der Frage, ob Ottendorfer oder 
Braunauer (Ruppersdorfer) Kalk vorliegt, besteht eine Differenz, die 
sich am besten durch die Aufnahme des angrenzenden österreichischen 
Gebietes (Braunauer Land) klären lassen dürfte. Sicher kann man 
schon heute annehmen, daß die von A. Schmidt herausgefundenen 
paläontologischen Unterschiede nicht haltbar sein werden, denn die 
in Frage kommenden Fische und Amphibien sind bei weitem nicht so 
. gute Leitfossile, wie es hierzu nötig wäre. Dies zeigt, abgesehen 
von Erfahrungen in anderen Formationen, recht deutlich der Streit, 
der sich um die Nyraner Gaskohle entwickelt hat, die trotz ihrer 
reichen Fauna fälschlich ins Perm gestellt wurde. Auch von den 
Stegocephalen des Mittelrotliegenden kennt man einige durch L. v. 
Ammon schon aus den Öuseler Schichten. Wenn A. Schmidt, 
nachdem seine tektonischen Spekulationen gefallen sind, nunmehr auf 
Grund soleker Fossilfunde die Kalkflöze der Cuseler Schichten (zum 
Beispiel dasjenige von Biehals) aus diesen zu entfernen geneigt sein 
sollte, müßte man sich auf Grund dieser Erfahrungen auch dem 
gegenüber skeptisch verhalten. 

Bis auf die noch schwebende Anthrakosienfrage sind somit auch 
A. Schmidts paläontologische Einwendungen gegen das Vorhanden- 
sein von Unterrotliegendem nicht stichhaltig. 

Gegen die Cuseler Schichten von Neurode wird ferner noch 
geltend gemacht, daß von den schwarzen, sogar flözführenden Schiefer- 
tonen des Unterrotliegenden von Albendorf?) nicht die geringste 
Andeutung vorhanden sei. Uns scheint dies eine ungerechtfertigte 
Aufbauschung der Bedeutung dieses untergeordneten Albendorfer 
Vorkommnisses zu sein. Bei, Qualisch und Radowenz überlagern 
zweifellos dieselben Unterrotliegendschichten wie bei Albendorf den 
Radowenzer Horizont und doch fehlen die „schwarzen Tonschiefer“ 
mit Walchia völlig. Solange nicht nachgewiesen wird, daß das Alben- 
dorfer Walchienflöz mit Sicherheit weithin verfolgbar ist, solange bleibt 
es eine ganz lokale Flözschmitze, die nicht als Leithorizont verwendet 
werden kann. Aus dem Fehlen dieser Schiefertone folgt gar nichts. 
Ja es ist nicht einmal sicher, ob sie fehlen, denn das Walchienflöz 


!) Lethaea palaeozoica II, pag. 522. 
?2) Das oben schon besprochene Walchienflöz, 


68* 


530 Dr. W. Petrascheck. [20] 


ist nur der hangendste Teil des Radowenzer Flözzuges und dieser 
hat nach Dathe auf schlesischer Seite auch in Kohlenschmitzen 
seine Vertreter: die Ottweiler Schichten. 

Die Verhältnisse im Unterrotliegenden auf dem böhmischen 
Flügel sind sehr wichtig für die Beurteilung des Rotliegenden bei 
Neurode. Meine Aufnahmen, die bei Radowenz und Qualisch im 
vorigen und in diesem Jahre durchgeführt wurden, haben gezeigt, 
daß sich über den Radowenzer Schichten unschwer die 
unteren Cuseler‘ Schichten der Gegend von Neurode 
wieder erkennen lassen, ein Umstand, der Frech und ins- 
besondere Herbing gänzlich entgangen ist. Daß die Radowenzer 
Schichten zur oberen ÖOttweiler Stufe gehören, ist aber geradezu 
herrschende Meinung. Daß über den Radowenzer Schichten ganz 
konkordant das Rotliegende folgt, ist allgemein anerkannt. Daß also 
hier untere Cuseler Schichten vorliegen. ist zweifellos und wird auch 
von Frech und Herbing angenommen. 

Herbing hat die auf das Karbon von Albendorf folgenden 
Schichten Potsehendorfer und Teichwasser Schichten genannt. Er 
unterläßt es, diese Schichten kartographisch auszuscheiden, über ihre 
Mächtigkeit sagt er kein Wort, die Gesteine derselben zu charak- 
terisieren, erscheint ihm überflüssig. Zu den Teichwasser Schichten 
setzt er den nichtssagenden Ausdruck „dunkle Gesteine“. Herbing 
beschäftigt sich lediglich mit dem „Walchienflöz“ und den dünnen 
Kalkbänkchen, die in dem mächtigen Schichtkomplex enthalten sind. 
Besucht man die Gegend, so erhält man durch die Herbingsche 
Einteilung gar keinen Anhaltspunkt dafür, ob man Gesteine, die man 
da und dort aufgeschlossen findet, zu dieser oder jener Schicht zählen 
soll. Gerade so wie die Benennung eines Fossils, das nicht beschrieben 
und nicht abgebildet wurde, nicht zu berücksichtigen ist, gerade so 
wenig sind die Bezeichnungen Herbings als gegeben zu betrachten. 
Die Namen Potschendorfer und Teichwasser Schichten sind zu 
verwerfen und dafür der schon vorher von Dathe in dem nieder- 
schlesischen Becken eingeführte Begriff der unteren Cuseler Schichten 
anzuwenden. Aus den soeben erläuterten Gründen läßt sieh nicht 
einmal feststellen, welche der Unterabteilungen, die Dathe in den 
unteren Cuseler Schichten unterschieden hat, mit der einen oder 
anderen der Schichten Herbings zusammenfallen. Herbings 
Bezeichnungen sind eben gänzlich unbrauchbar. 

Meine Aufnahmen in diesem Niveau haben dieses Jahr ihr Ende 
an der Landesgrenze zwischen Albendorf und Qualisch gefunden. Ich 
kartierte dortselbst über dem Bereiche des Radowenzer Flözzuges 
folgende Schichten: 

Liegendkonglomerate, zirka 30 m mächtig, sich nur lokal 
auskeilend. Braunrote Konglomerate, wesentlich Quarz führend. Sie 
enthalten auch Lydit, etwas Phyllit, Grünschiefer und Gneis, von 
letzterem lokal bis 1 dm große gerundete Stücke. Bemerkenswert 
sind Bruchstücke von feinkörnigem roten und grünlichgrauen Sandstein. 
Die letzteren gleichen durchaus demjenigen, der unter dem Schwado- 
witzer Flözzuge eine weithin verfolgbare Einlagerung bildet. Da Grün- 
schiefer, Phyllit und Gneis in den oberen Teilen der Hexensteinarkose 


[21] Zur neuesten Literatur über das bömisch-schlesische Grenzgebiet. 531 


und in den Radowenzer Schichten recht selten anzutreffen sind, deutet 
ihr Häufigerwerden auf veränderte Zufuhrsbedingungen hin. Die roten 
und graugrünen Sandsteine aber lassen auf eine Abtragung karboner 
Schichten schließen und stehen im Einklange mit der weiter nördlich 
wahrgenommenen Diskordanz zwischen Karbon und Rotliegendem. 
Aus diesen Gründen, ferner deshalb, weil es sich hier um eine weit 
verfolgbare Schicht handelt, lasse ich mit diesen Konglomeraten das 
Rotliegende beginnen. Der Radowenzer Flözzug liegt dicht darunter. 

‚Es folgen 20-30 m mächtige rote Schiefer mit dünnen 
roten Sandsteinbänken, auf diesen liegen graue Kalke und grau- 
schwarze Anthrakosienschiefer mit Najatites Fischeri Am. 
und Mengen von Östrakoden. Die Mächtigkeit des Kalkes beträgt in 
den alten Bauen südlich Qualisch !/, m. 

Unmittelbar darüber liegen Konglomerate, die bald mit 
grauen Arkosen und untergeordneten roten sandigen Schiefertonen 
wechsellagern. Die Konglomerate bestehen vorwiegend aus Quarz und 
Lydit. Einzelne Quarzporphyrgerölle finden sich darin vor. Das Binde- 
mittel ist graue oder rötlichgraue Arkose. Die Mächtigkeit dieses 
Komplexes ist auf 50 m zu veranschlagen. 

Hierauf folgen zirka 500 m mächtige braunrote Schiefer- 
. tone, die auch dünne braunrote Sandsteinbänke führen. In drei 
verschiedenen Niveaus treten darin dünne Kalkflözchen auf. 

Vom Rabengebirge herüberstreichend überlagern diese mächtige 
Zone Porphyrtuff und Porphyr, die beide dicht diesseits der 
Landesgrenze endigen. Wo diese Eruptivstufe fehlt, treten graue 
Arkosen als Hangendes der vorigen Zone auf und bilden zu gleicher 
Zeit den jüngsten Rotliegendhorizont des hierselbst bisher in der 
Neuaufnahme fertiggestellten Gebietes. 

In noch höherem Maße als bei Neurode dominieren somit hier 
die tonigen Sedimente. Unschwer erkennt man in den mächtigen 
braunroten Schiefertonen unter der Eruptivstufe die Vertreter der 
unteren Bausandsteine. Die Sandsteine und Konglomerate r u, = sowie 
die Lyditkonglomerate ru, entsprechen den Konglomeraten und 
Arkosen im Liegenden der Schiefer. Darunter liegen hier wie dort 
anthrakosienführende kalkige Gesteine, die von roten Schiefern und 
endlich von Konglomeraten unterteuft werden. 

Herbing beschäftigt sich eingehend mit den Kalken der 
Umgebung Albendorfs und bringt über dieselben manche Details. Da 
ihm aber die Stratigraphie des Rotliegenden fremd blieb, unterlaufen 
ihm bei der Identifizierung der einzelnen Kalklager Verwechslungen. 
Das Lager, das bei dem Forsthause oberhalb Qualisch abgebaut wurde, 
entspricht demjenigen vom Pfarrkreuze in Qualisch und dem, das 
beim Grenzstein 307 ansteht. Sie alle fallen ziemlich in die Mitte der 
mächtigen braunroten Schieferzone. Der Schönberger Kalk aber liegt 
viel höher. Noch tiefer in derselben Schieferzone liegt das Flözchen 
zwischen Wernersdorf und der alten Kupferhütte, das keineswegs zum 
Schönberger Kalk gehört. Zu letzterem Irrtum wird er durch die 
unrichtige Parallelisierung des bei Wernersdorf befindlichen Porphyrs 
mit dem des Rabengebirges geführt, die in Wirklichkeit ganz ver- 
schiedenen Niveaus angehören. Herbing wie A. Schmidt sind 


532 Dr. W. Petrascheck. [22] 


geneigt, die im Rotliegenden so häufigen Vorkommnisse von Kupfer- 
erzen zur Identifizierung von verschiedenen Schichten heranzuziehen, 
da sie die Kupfererze offenbar für sedimentärer Natur halten. Bei 
Wernersdorf spricht Herbing, obwohl ich schon hervorgehoben 
hatte, daß es sich auch hier um Imprägnationen handelt), von 
einem sedimentären Lager, das er als Kupferschieferflöz bezeichnet. 
Letzterer Ausdruck ist unzutreffend und kann zu Mißverständnissen 
Anlaß geben. Es grenzen an das Wernersdorfer kupfererzführende 
Konglomeratlager beiderseits rote Schiefertone an, die infolge der 
Inäiltration auf 30—79 cm Entfernung von dem Konglomerat blau- 
graue Farbe angenommen haben. Die Grenze zwischen diesen fetten 
grauen Letten und den roten Schiefern ist eine unregelmäßige. Es 
liegt also keine Schicht vor. In den Letten ist der Erzgehalt dicht 
am Konglomerat eben infolge der Adsorptionsfähigkeit des Tones 
segenüber den im Konglomerat zirkulierenden Lösungen am größten. 
Daß das Kupfer im Rotliegenden nicht niveaubeständig ist, habe ich 
in der zitierten Arbeit schon hervorgehoben und lassen sich die 
Beispiele dafür noch vermehren. Wohl aber kann man bemerken, daß 
es sich mit Eruptivlagern oder mit Verwerfungen in Beziehung bringen 
läßt. Auch in der Lagerstättenkunde von Stelzner-Bergeat hat 
die irrige Meinung, daß die Kupfererze im böhmischen Rotliegenden 
sedimentärer Entstehung sind, Platz gefunden. Ebenso wie Kupfer trifft 
man Kalk und Eisenerze im Karbon an. Das Zusammentreffen dieser 
nutzbaren (leider nur in geringer Quantität vorhandenen) Mineral- 
produkte mit Kohle ist aber nicht nur der Grenze zwischen Karbon 
und Perm eigentümlich, es läßt sich auch unterhalb des Schwadowitzer 
Flözzuges konstatieren. 


Im Gebiete der Kreide bewegten sich allein die Arbeiten 
Flegels. Das von Dathe aufgenommene Blatt Wünschelburg enthält 
nur einen wenige hundert Quadratmeter großen, an der Grenze liegenden 
Ausschnitt des Heuscheuergebirges, in dem der in der äußersten Südost- 
ecke liegende Teil irrtümlich als Cenomanquader koloriert wurde. 
Es ist vielmehr die Fortsetzung des turonen Quaders der Wünschel- 
burger Lehne, der erst auf böhmischem Gebiete von Cenoman unter- 
teuft wird. 

Flegel gibt zunächst eine historische Entwicklung der Kenntnis 
der Kreideablagerungen in der Adersbach-Weckelsdorfer Mulde und 
dem Heuscheuergebirge. Dabei ist auffallend, daB er die Arbeit 
Jokelys?) hier wie im folgenden gänzlich übergeht. Bekanntlich war 
Jokely der zweite, der das Gebiet einer geologischen Aufnahme unter- 
zog, und liegt seine Karte unter anderen derjenigen von Fri, die 
Flegel benutzt hat, zugrunde. Jokely hat auch ein Querprofil durch 
die Adersbacher Kreidemulde gegeben, mit dem dasjenige Flegels ganz 
gut übereinstimmt und das Anschauungen zur Darstellung bringt, die 
Flegel als seine Entdeckung in Anspruch nimmt. Es ist das um so 


!) Mineralquellen der Gegend von Nachod und Oudowa. Jahrb. d. k.k, 
geol. R.-A. 1903, pag. 471. 


?) Verhandl. d. k. k. geol. R-A. 1861/1862, pag. 174. 


[23] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 533 


bemerkenswerter, als Flegel der Erwähnung der Resultate anderer 
Forscher auch - sonst nicht genügend Rechnung trägt. Beispielsweise 
ist die altbekannte, von Geinitz ausreichend betonte Tatsache, daß 
Exogyra columba kein Leitfossil für das Cenoman ist, ein besonders 
hervorgehobenes und gesperrt gedrucktes „Ergebnis“ der Arbeit 
Flegels. Ebenso kennt man seit Beyrich und Jokely ein anderes 
solches „Ergebnis“, nämlich, daß die Kreideablagerung von Adersbach- 
Weckelsdorf eine Mulde ohne Brüche ist. Bemerkenswert ist auch die 
dem historischen Teile angefügte vergleichende Tabelle, da man in 
ihr die Teplitzer Schichten in der Brongniarti-, die Priesener Schichten 
in der Scaphitenstufe findet. Die Chlomeker Schichten sind richtig im 
Emscher untergebracht. Da hierdurch eine Lücke entsteht, werden 
für die Cuvieri-Stufe die Kreibitzer Schichten erfunden. 

Die Arbeit Flegels kommt zu zwei wesentlichen Ergebnissen. 
Das erste ist, daß der obere Quader der Heuscheuer dem Kieslings- 
walder Sandstein gleichzustellen ist. Verfasser hat dies schon in einer 
vorläufigen Mitteilung!) bekanntgegeben und wurde dieses Resultat, 
das mit einer längst schon von Rominger?°) ausgesprochenen Ver- 
mutung übereinstimmt, von mir bereits einer Kritik unterzogen 3). 
Die verschiedenen Altersbestimmungen, die auf Grund derselben Fossile 
gemacht wurden, zeigen aufs deutlichste, daß die Frage noch nicht 
gelöst ist. 

Das zweite Ergebnis ist, daß die Quadersandsteine der Adersbach- 
Weckelsdorfer Felsen gleichen Alters sind mit den isolierten Quader- 
schollen nördlich und östlich derselben, mit dem Quader des Stern- 
gebirges, somit auch mit dem der Wünschelburger Lehne. Sie sollen 
daher älter als der Heuscheuerquader sein und der Zone des 
Inoceramus Brongniarti entsprechen. Dieses sich teilweise mit den 
Ansichten Jokelys deckende Resultat verdient eine genauere Be- 
trachtung, die zeigen wird, daß es noch nicht einwandfrei ist. 


Der Verfasser bespricht folgende seit langem aus dem Gebiete 
bekannte Horizonte. Das Liegendste ist der Cenomanquader, der an 
seiner Basis oft harte kieselige Bänke führt, in denen man nach 
meinen Erfahrungen die Perutzer Schichten Böhmens vermuten kann. 
Die Grenzen des Cenomanquaders sind auf der Karte durchwegs falsch 
eingetragen. Oft kann man dort, wo dieser bereits angegeben ist, 
schöne Aufschlüsse und Profile des Rotliegenden wahrnehmen. Auf 
diese Weise erscheint der Horizont um vieles mächtiger, als er in 
Wirklichkeit ist, ein Fehler, der auch in dem Profil vorhanden ist. 
Jokelys Profil ist in diesem Punkte richtiger. An der Braunauer 
Lehne läßt Flegel diese Stufe fehlen oder durch Gehängeschnitt 
verdeckt sein. In Wirklichkeit läßt sie sich wiederholt besonders 
deutlich beispielsweise unter der Ringelkoppe nachweisen. Nördlich von 
Hronow soll sich der Cenomanquader auskeilen, beziehungsweise an 
einem von Flegel vermuteten Bruche in die Tiefe sinken. Auch dies 
ist falsch, seine Schichten stehen vielmehr dort, wo er in der Karte 


') Zentraiblatt für Mineralogie etc. 1904, pag. 395. 
®) Neues Jahrb. 1847, pag. 662. 
®) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1904, pag. 280. 


534 Dr. W. Petrascheck. [24] 


fehlt, wiederholt an, auch ist er bei Zlicko in einem Steinbruche auf- 
geschlossen. Unsere Kartenskizze (Fig. 2) zeigt, daß sein Ausstreichen 
hier ununterbrochen ist. 

Unmittelbar über den Genomanquader läßt Flegel das Turon 
folgen. Eine Arbeit über den hier in Frage kommenden Horizont ist 
in Vorbereitung. Es ist früher viel darüber gestritten worden, ob der- 
selbe ins Turon oder noch ins Cenoman gehört. Auf Grund seiner Fauna 
stellen wir ihn noch in das letztere. Es liegt nämlich über dem Cenoman- 
quader ein blaugrauer toniger Sandstein, den Flegel Grenzquader 
nennt. Letzterer ist wahrscheinlich nichts anderes als ein Teil des 
Plänersandsteines. Diesen selbst wirft Flegel mit gewissen zur Labiatus- 
Stufe gehörenden Plänern zusammen und betrachtet ihn infolgedessen 
fälschlich als Aquivalent der Dabiatus-Stufe, durch welchen Irrtum 
natürlich die darüberliegenden Schichten höher hinaufrücken. Im 
Hangenden des echten Plänersandsteines befinden sich an Glaukonit 
auffällig reiche Bänke, auf die Michael zuerst die Aufmerksamkeit 
lenkte. Sie sind ein wichtiger, das Kartieren sehr erleichternder Grenz- 
horizont, der von mir in weiter Verbreitung nachgewiesen wurde. 
Auch er enthält noch Leitfossile des Cenomans. 

Erst über diesen Glaukonitbänken setzt Inoceramus labiatus ein. 
Flegel scheint diesen Leithorizont gar nicht zu kennen, denn er 
erwähnt seiner mit keinem Worte. Auch die Fossilarmut, die Flegel 
beim Plänersandstein unter Hinweis auf ähnliche Erfahrungen Fries 
erwähnt, trifft gerade für diesen Horizont nicht so sehr zu, wie für 
die anderen. Schon Michael hat aus diesem Horizont eine Reihe von 
Fossilien hervorgeholt, ebenso habe ich von verschiedenen Lokalitäten 
eine kleine Fauna zusammengebracht und auch Friäs Fossilien von 
Schwadowitz stammen, wie ich mich überzeugen konnte, aus dieser 
Schicht. 

Uber dem Plänersandsteine folgt erst der Labiatus-Pläner, der 
von Flegel teils mit diesem, teils mit dem dann erst folgenden 
Brongniarti-Pläner vereinigt wird. Wie weit sich diese Pläner, von 
denen die letzteren möglicherweise noch bis in die Scaphitenpläner 
hinaufreichen, kartographisch unterscheiden lassen, werde ich erst 
nach Abschluß meiner Aufnahmen richtig beurteilen können. Flegel 
hat versucht, den Brongniarti-Pläner von dem oberen Pläner des 
Karlsberger Plateaus zu scheiden, doch scheinen dabei die Isohypsen 
der Karte eine wichtige Rolle gespielt zu haben. Sind doch, wie aus 
Fossilfunden hervorgeht, dieselben Pläner auch weiter im Nordwesten 
vertreten, ohne daß es von Flegel bemerkt worden wäre. Daß das 
Alter des Karlsberger Pläners ebenso wie des oberen Heuscheuer- 
quaders noch strittig ist, ist schon bemerkt worden. Abstrahiert man 
von dem vom normalen, mitunter abweichenden Vorkommen mancher 
als Leitfossile brauchbaren Reste in Böhmen und läßt man auch den 
Inoceramus labiatus, als vielleicht einer Revision bedürftig, vorläufig 
außer acht, so kann man die Diagnose auf Scaphitenpläner stellen. 

Der Pläner des Karlsberger Plateaus wird aber von dem Quader 
der Wünschelburger Lehne unterteuft. Auch aus diesem kennt man 
bisher nur so wenig Fossilien, daß die Altersbestimmung noch unsicher 
ist. Ich schwankte zwischen Brongniarti- und Labiatus-Stufe. An letztere 


[25] Zur neuesten Literatur über das böhmisch-schlesische Grenzgebiet. 535 


dachte ich vor allem wegen der auffallend geringen Mächtigkeit, die 
diese hier haben müßte, wenn nur Brongniarti-Quader vorliegt, was 
aber schließlich kein stichhaltiger Grund ist. Nachdem ich darauf 
hingewiesen hatte, daß die Fauna aller zu untersuchenden Horizonte 
noch zu mangelhaft bekannt ist, um ein sicheres Urteil zu erlauben, 
daß aber anderseits Fossilien vorhanden sind, wäre es wohl angezeigt 
gewesen, in diesem Gebiete eine Zeit lang gründliche Aufsammlungen 
vorzunehmen. Flegels Fossillisten sind aber keineswegs vollkommener 
als die meinigen. 

Der von mir erbrachte Nachweis, daß sich der Quader der 
Wünschelburger Lehne gegen Westen auskeilt und durch Pläner ver- 
treten wird, wird von Flegel akzeptiert. Trotzdem aber zeigt seine 
Karte bei Straußenei diesen Quader an. Es ist das ein Fehler, auf 
den sich weiter die fälschliche Annahme einer Verwerfung gründet. 
In Wirklichkeit wird der angebliche Turonquader von unverkennbarem 
Plänersandsteine überlagert, ist also Cenomanquader. 

Der Quader der Wünschelburger Lehne setzt sich in die 
Braunauer Lehne, das Sterngebirge, fort. Ihm ist muldeneinwärts eine 
Reihe schmaler Quadervorkommnisse vorgelagert, die einen durch 
Täler oft unterbrochenen, dem Sterngebirge parallelen Kamm bilden. 
. Flegel kennt von diesen Vorkommnissen nur ein einziges. In einer 
Entfernung von 2 km treten erst wieder, und zwar mit einer nur 
wenig tieferen Unterkante Quadersandsteine auf. Da das Gefälle der 
Schichten 5—10° nahe dem Muldenrande aber mehr beträgt, muß 
man entweder ein nicht unbedeutendes Plänermittel oder eine Ver- 
werfung vermuten. Ein solches Mittel nimmt Fri@ an und zeichnet 
es in seinem Profil, das allerdings manche Fehler hat, ein. Es ist 
auch gar nicht ausgeschlossen, daß er damit recht hat, denn ich 
erwarb aus den, den angeblichen Mittelquader unterteufenden Pläner- 
schichten Fossilien, die auf die Teplitzer Schichten (Scaphitenpläner) 
schließen lassen, was wohl eine Vertretung des Heuscheuerquaders 
wahrscheinlich machen könnte. Flegelund Jokely können demnach 
bei der Altersbestimmung der Quader in der Adersbacher Mulde einen 
und denselben Fehler begangen haben und es bleibt auch hier der 
geologischen Landesaufnahme vorbehalten, Klarheit zu schaffen. 

Auch der Quadersandstein bei Görtelsdorf. wird von Flegel 
dem von Adersbach—Weckelsdorf gleich und zur Brongniarti-Stufe 
gestellt. 

Die südwestlich vom Heuscheuergebirge sich bis an den Fuß 
des Schneegebirges erstreckenden Kreidegebilde sind nicht mehr 
Gegenstand eingehender Untersuchungen geworden. Die Kenntnis der 
Horizonte, die hauptsächlich Sturm zu verdanken ist, ist noch eine 
sehr ungleiche. Die Kieslingswalder Tone sind keineswegs so fossilarm, 
als daß ihr Studium sich nicht lohnen würde. Auch in bezug auf die 
faziellen Verschiebungen in den tieferen Horizonten bleibt noch 
manches klarzustellen. Einzelnes Neues bringt der von Flegel ver- 
faßte Führer zu der Frechschen Exkursion in die Glatzer Kreide. 
So erfährt das unrichtig in bezug auf das Alter seiner Schichten 
gedeutete Profil am Roten Berge die gewünschte Korrektur. Im Gold- 
bacher Quader bei Reinerz wurde Lima canalifera und Exogyra columba 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Petrascheck.) 69 


536 Dr. W. Petrascheck. [26] 


nachgewiesen, zwei Fossile, die in dem mittleren Quader der dortigen 
Gegend verbreitet sind. 


Flegel und A. Schmidt haben sich auch mit der Tektonik 
der Gegend zwischen Hronov und Straußenei befaßt. 
Diese Versuche sind ihnen aber so gänzlich mißraten, daß ich zur 
Illustrierung der tatsächlichen Verhältnisse die Ergebnisse meiner 
eigenen im Paläozoikum allerdings noch nicht ganz abgeschlossenen 
Aufnahmen darstelle, um an dieser Skizze einige von den genannten 
Autoren begangenen Fehler zu erläutern. 

Zunächst ist es falsch, wenn bei Zdarek südlich des Bruches 
der Heuscheuerquader eingetragen ist, es steht vielmehr Cenoman- 
quader an, der deutlich vom Plänersandstein mit seinen Glaukonit- 
bänken überlagert wird, wie esin der Karte Michaels ganz richtig 
eingetragen ist. Erwähnt wurde schon oben, daß das Auskeilen des 
Cenomanquaders an einem nördlichen Bruche ein Irrtum ist. Vielmehr 
läßt sich der Quader auf das deutlichste ringsum verfolgen. Er liegt 
auch auf dem Karbon oberhalb des Wilhelminenschachtes und hebt sich 
bei Zavrchy in einer deutlichen Terrainstufe ab. Von einer Verwerfung, 
an welcher der Quader in die Tiefe gesunken sein soll, kann somit 
keine Rede sein. Er liegt, wie der Verlauf seiner Unterkante am Hange 
des Tales von Straußenei zeigt, dem Karbon auf. Die Verwerfung, die 
im Wilhelminenschacht angefahren wurde und die die dortigen Flöze 
abschneidet, ist allerdings auch obertags zu konstatieren. Sie setzt 
aber nicht an der Grenze von Karbon und Kreide, sondern noch im 
Karbon auf. Die Kreidegrenze liegt beträchtlich von dem Verwurfe 
entfernt, was am besten aus den Grubenrissen hervorgeht. Die Be- 
hauptung Schmidts und Flegels, daß hinter dem Bruche Kreide 
angefahren wurde, beruht demnach offenbar auf einer Verwechslung 
oder falschen Bestimmung der Gesteine. Daß die Verfasser die Gesteine 
nicht genügend gekannt haben, wird geradezu zur Gewißheit durch 
die Bemerkung A. Schmidts, daß die von Weithofer bei Zdarek 
als Karbon kartierte Insel durch Flegel als Cenoman erwiesen wurde. 
Tatsächlich ist aber dieser Karbonaufbruch in dem. von Sedmakowitz 
kommenden Tale ganz zweifellos vorhanden und wird von Cenoman 
deutlich überlagert! Es sollen hierselbst sogar nach mündlichen 
Mitteilungen des Herrn Maırkscheider Irmann Flözspuren, die man 
als Vertreter der Idastollenflöze aufzufassen hat, erschürft worden 
sein. Am deutlichsten geht, wie ich schon früher erwähnt habe, das 
Fehlen des nördlichen Randbruches aus dem Vorhandensein einer 
das Karbon überspannenden Kreidedecke hervor. Zur Bekräftigung 
seiner Annahme eines das Karbon auch im Norden begrenzenden 
Bruches („Straußeneier Sprung*) hebt Flegel noch hervor, daß bei 
Zlieko Plänerschichten bis zu 90° aufgerichtet waren. Es ist ihm 
hier ein verzeihlicher Irrtum passiert, er hat die Transversal- 
schieferung des Pläners mit der Schichtung verwechselt, ein 
Irrtum, der bei kleinen Aufschlüssen leicht unterlaufen kann. Gerade 
in dieser Gegend ist die Transversalschieferung des Pläners oft auf das 
deutlichste zu beobachten, so längs des ganzen Weges von Sedmakowitz 
bis zum Sattel südlich Machau. Wären hier wirklich- aufgerichtete 


537 
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538 - Dr. W. Petrascheck. [28] 


Schichten vorhanden, so müßte der Pläner mehr als 1000 »r mächtig 
sein. Es haben die tieferen, den Plänersandstein unmittelbar über- 
lagernden Labiatus-Schichten die Schieferung viel deutlicher ange- 
nommen als die darüber folgenden dickbankigen Plänerkalke. Wo sich 
diese Druckschieferung an dünnschichtigen Gesteinen geltend macht, 
kommt es zu griffelförmiger Absonderung, die schon von Beyrich!) 
erwähnt wird. 

Der „Straußeneier Sprung“ Flegels existiert also nicht. Das mit 
diesem in Verbindung gebrachte Verschwinden des Rotliegenden von 
Drewitz ist aber weiter nichts als eine Folge der Transgression der 
Öberkreide. Die im Karbon bei Straußenei aufsetzende Verwerfung 
ist von Flegel falsch kartiert worden, diejenige aber, die dortselbst 
in der Kreide aufsetzt, kennt er gar nicht. Ob also die „Reinerzer 
Quellenspalte* noch bis nach Straußenei reicht, ist zurzeit nicht 
bekannt. Nordwestlich vom Ingwerberg ist sie noch vorhanden. Für 
die Fortsetzung dieser Dislokationslinie sind noch genauere Unter- 
suchungen nötig, da hier die Frage auftritt, ob nicht Flexuren oder 
Faltung an dem Gebirgsbau beteiligt sind. Südlich von dem hohen 
Ratschenberge, von dessen Glimmerschiefern die Kreide noch gegen NÖ 
abfällt, setzen augeufällige Brüche auf: das ziemlich komplizierte 
Bruchsystem von Reinerz. Auf einer tektonischen Skizze der weiteren 
Umgebung des Neißegrabens ist das Bruchnetz zum Teil textlichen 
Erläuterungen vorgreifend dargestellt. Die Karte bringt einiges Neue, 
einzelnes davon wird allerdings bald fallen müssen. Die Mineral- 
quellen von Reinerz werden von Frech?) in einer kleinen Schrift 
behandelt, in welcher die zum größten Teil bekannte Abhängigkeit 
der Säuerlinge von Verwerfungen ausgeführt wird. 


Eine mehr spekulative Behandlung erfährt der besonders durch 
Weithofer genauer bekannt gewordene Parschnitz—Hronover Bruch. 
Da an diesem im Gebiete der Bergkoppe bei Markausch die älteren 
Karbonschichten erst widersinnig einfallen, dann saiger stehen und 
schließlich erst das normale NO-Fallen annehmen, da ferner im Ida- 
stollen ebenfalls widersinnig fallende Schatzlarer Konglomerate vor 
einem kleinen Schleppungssattel anstehen, glaubt Flegel an eine 
durch Schleppung an dem Bruche bedingte Sattelbildung und will auf 
diese Weise den Prozeß, nach dem man sich diese Dislokation ent- 
standen zu denken hat, vereinfachen. In der Bergkoppe sahen bereits 
Zobel und Carnall?°) einen Sattel der Steinkohlenschichten. Gegen 
die Annahme desselben und für die Weithofersche Darstellungsart 
des Profils spricht aber, daß in dem ostfallenden Teile zwei Flöze und 
ein Porphyrlager, in dem westfallenden Teile aber nur ein Flöz vor- 
handen ist, es ist somit von einer Wiederholung der Schichten nichts 
zu bemerken. In den zwischen der Bergkoppe und dem .Idastollen 
gelegenen Xaveri- und Hugostollen hat man gar nichts, was auf eine 
solche Schleppung hindeuten könnte, angefahren. Im Idastollen ist 
zwar die von Weithofer verzeichnete Sattelung deutlich aufge- 


!) Erläuterungen zur geogr. Karte vom niederschles. Gebirge, pag. 352. 
2) Reinerz, das Zentrum der Glatzer Mineralquellen. Reinerz 1904. 
®) Karstens Archiv. Bd. 4 (1832), pag. 11. 


[29] Zur neuesten Literatur über das böhmiseli-schlesische Grenzgebiet. 539 


schlossgA, vor derselben verdeckt eine Mauer ein wahrscheinlich 
brüchiges Gebirge. Nach den Stollenprofilen der Bergverwaltung setzen 
unmittelbar vor der Sattelung saigere und dann erst etwas flachere 
Schichten auf. Mit einer einfachen Schleppung kommt man somit nicht 
aus, wie überhaupt die einfachsten tektonischen Profile keineswegs 
immer die richtigsten sind. R 

Bei Hronov geht der Bruch in eine Überschiebung über, die 
Weithofer und auch Flegel sich noch weiter nach Ost fortsetzend 
denken. Hierfür felılt es zunächst-noch an Beweisen. Die bei Zdarek 
von Weithofer!) vermutete Überschiebung kann, wie aus den Beob- 
achtungen Michaels?) hervorgeht, keine solche gewesen sein, denn 
die von Michael zweifellos beobachtete Verwerfungskluft fiel unter 
29° nach SW.. An ihr stießen unter 60° gegen NO fallende Karbon- 
sandsteine gegen sich nach SW verflächende Kreidequader ab. Damit 
lassen sich die Beobachtungen, die wir beiın Kartieren machten, gut 
in Einklang brivugen. Dicht östlich von Hronov sind: saiger stehende 
Kreidequader zu beobachten, allmählich stellt sich gegen S gerichtete 
Neigung ein, die Schichten und ihre Grenze gegen das Karbon. werden 
immer flacher. Zwischen Podborky und Zdarek ist nur mehr eine 
Flexur vorhanden, in der kein Bruch mehr nachweisbar ist. Weiter 
. nach SO tritt dann die sehr flach einfallende, von Michael beo- 
bachtete Verwerfung auf. Da auf der nördlichen Seite des Karbon- 
zuges die Kreideschichten unter flachen Winkeln in die Adersbacher 
Mulde einfallen, kommt es bei Zdarek zur Ausbildung einer flachen 
schiefen Antiklinale.e Das Karbon zwischen Hronov-und 
Straußenei ist aber ein Antiklinalaufbruch. Südlich und 
westlich ist dieser Sattelregion der breite Graben von Cudova_ vor- 
gelagert. Dieser biegt bei Hronov jäh aus seiner N—S-Richtung in 
eine erst fast westliche, dann mehr nordwestliche um und läßt sich, 
zwischen Hronov und Kostelez stark verschmälert, allmählich breiter 
werdend weithin verfolgen. Wo er am engsten ist, wird er südwärts von 
Karbon überschoben. Innerhalb des Grabens kann man hier keine flach 
gelagerten Schichten nachweisen und scheint man somit Berechtigung 
zu haben, denselben auch als eine eng zusammengepreßte Mulde auf- 
zufassen, die der nach S überschobenen Falte des Karbonzuges vor- 
gelagert ist. Die über Tag zu beobachtende Schichtfolge und ebenso 
die mir von der Schatzlarer Bergverwaltung freundlichst zur Verfügung 
gestellten Ergebnisse der daselbst vorgenommenen Schürfungen und 
Bohrungen geben aber keinerlei Anhaltspunkte für das Vorhandensein 
einer Überstürzung der tiefsten daselbst aufgeschlossenen Karbon- 
schichten. Es stehen somit auch der Annahme einer Faltenüberschiebung, 
die an sich eine einfache Erklärung der tektonischen Verhältnisse wäre, 


!) Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Bd. 47 (1897), vag. 417. 


?, Zeitschr. der Deutschen geol. Gesellsch. 1893, pag. 215. Wie aus den 
Grubenrissen hervorgeht, muß in der Angabe des Ortes ein Irrtum unterlaufen 
sein, denn 850 m südlich vom Eingangsstollen befindet sich gar keine Strecke. 
Nach mündlichen Mitteilungen des Herrn Markscheider Irmann ist bei Zdarek 
nur einmal Kreide angefahren worden, und zwar im Karolinenstollen zirka 800 m 
westlich vom Eingange. Die übrigen Daten Michaels passen ziemlich auf 
diesen Ort. 


540 Dr. W. Petrascheck. | [30] 


Schwierigkeiten gegenüber. Im Gegensatze zu der Annahme Fiegels 
ist man auf dieser Linie gezwungen, die gebirgsbildende Bewegung, 
abgesehen von den vorkarbonischen, auf zwei Phasen zurückzuführen, 
eine postpermische, aber vorkretazische und eine postkretazische. Dies 
näher auszuführen, wird Aufgabe einer späteren Mitteilung sein. 


Inhaltsübersicht. 


— Seite 
Goeisformation, Silur, Devon, Herzogswalder Schichten und Kulm 
im Eulengebirge. Gliederung des Oberkarbons . .... . 512 [2] --513 [3] 
De, Waltenburser Sehjchteh.. . >... mes sure we EIER EN 
Pe WEIBStEIREr Schichten‘... ..-.. u n.mu a arme a DB, ]S], oa 
Die Schatzlarer Schichten . . . . . A TE N 515 [5] — 517 [7] 
DIE UL WEHEESS imehLen... 1 u0\ nn nr Me 517 [7] — 522 [12] 
Schwadowitzer Schichten und Hekendteinarkoss RE Hl 
BaNOWERZELSSCHICHLEN EN Se rn 519 [9] 
Ortweller, Schichten ne Schlesien 4.021 1121 
TDDANRODIEFENdE.ı en Se N a 522 [12]—532 [22] 
DAUhES /GlICHErInB. an et ae nn a: 522 [12] 
A. Schmidts Staffelbrüche ee ee ir - .,.525 [15] 
A. Schmidts Einwendungen gegen die Be Schichten - .. 528 [18] 
Untere Cuseler Schichten bei Albendorf. ....... - 530 [20] 
ER IOE EI 0 Ver ae Aa a RE N 532 [22] -536 [26] 


2 [22] 
Tektonik der Gegend zwischen Hronov und Straußenei 2.2. 536.[26] —540 [30] 


Die kristallinen Alpen des Ultentales. 


Il. Das Gebirge nördlich der Faltschauer. 


Von Dr. W. Hammer. 
Mit einer Tafel (Nr. XIII) und 13 Zinkotypien im Text. 


Der vorliegende zweite Teil der geologischen Beschreibung der 
Ultentaler Alpen (ersten Teil siehe Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 1902, 
pag. 105) umfaßt den Bergkamm vom Rabbijoch über die Eggen- 
spitzen bis zum Marlingerjoch bei Meran. Seine Nordseite senkt sich 
ins Vintschgau, beziehungsweise Martelltal hinab, seine Südflanken 
werden von der Faltschauer, beziehungsweise dem Torrente Rabbies 
im Süden und Westen umsäumt. Der vergletscherte Kamm von den 
Esgenspitzen zur Zufrittspitze schließt am Lorkenspitz an den firn- 
bedeckten Hauptkamm der ÖOrtlergruppe an. Vom Zufrittspitz bis 
zum Marlinserjoch erhebt sich der sanftgeformte Kamm nur mehr 
am Hasenohr bis zu vergletscherter Höhe; von ihm an nordöstlich 
verläuft der Kamm in wenig eingeschartetem Verlauf als Schutt- 
oder Felskamm bis zur waldbestandenen Höhe des Marlingerjoches. 
Das Kuppelwiesertal und das Falkomaital — beide auf der Südseite 
des. Kammes — sind die einzigen bedeutenden Seitentäler der um- 
srenzenden Haupttäler, die in diesen Kamm eingreifen, sonst senken 
sich nur steile, meist tief eingerissene Gräben nach allen Seiten hinab. 
Der oberste Teil des Ultentales liegt, wie schon in der Einleitung 
zum ersten Teile betont wurde, ganz innerhalb dieses zweiten Teiles 
des Gebietes. 

Das im ersten Teile beschriebene Gebiet ist größtenteils auf 
dem Blatte Cles der geologischen Karte der im Reichsrate vertretenen 
Königreiche und Länder der österr.-ungar. Monarchie (1:75.000) zur 
Darstellung gekommen und in der fünften Lieferung dieses Werkes 
erschienen. Das übrige Gebiet der Ultentaler Alpen wird auf den 
Blättern Meran, Glurns--Ortler und Bormio—Tonale in den folgenden 
Lieferungen erscheinen. 

‘Zuerst untersucht und für die k. k. geologische Reichsanstalt 
in. Wien aufgenommen wurde auch dieser Teil von G. Stache!). 
Außer den Angaben dieses Forschers liegt in der Literatur noch 
eine Beschreibung des Marlingerjoches von C. W. C. Fuchs?) vor. 


. =. 1. Verhandl. d: k. k. geol. R.-A. 1876, pag. 314, und 1877, pag. 205; Jahrb. 
d. k.k. geol. R.-A. 1879, pag. 317; Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1880, pag. 127. 

?) C.W.C. Fuchs: Die Umgebung von Meran. Neues Jahrb. f. Min. n. Geol. 
1875, pag. 812. 


Jahrbuch d. k. k.-geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Hammer.) 


542 W. Hammer. [2] 


A. Grubenmann hat die Töllitgänge bei Meran, der Verfasser!) 
die sehr zahlreichen, über das ganze Gebiet verstreuten Porphyrit- 
gänge sowie die Pegmatite beschrieben. 

Die Marmore bei Tarsch behandelt Weinschenk?) in seinen 
„Tiroler Marmorlagern* sowie Lindemann?). 

Die geologische Detailaufnahme wurde vom Verfasser in den 
Sommern 1901, 1902 und 1903 durchgeführt. 


I. Gesteine und deren Verbreitung. 


1. Phyllitgneisformation. 


Während diese Gruppe der kristallinen Schiefer im südlichen 
Ultener Kamme die alleinherrschende, ist, treten im nördlichen und 
westlichen” Teile der Ultentaler Alpen daneben noch Gesteine der 
jüngeren phyllitischen Formation .auf. Die Phyllitgneisformation baut 
aber auch hier den größeren Teil des Gebirges auf und: nur. die 
ganze Kammregion liegt in den Phylliten. 

Die Gesteine, durch: welche diese Formation hier vertreten ist, 
sind die gleichen wie im südlichen Teile (unter Wegfall der Granulite), 
ihre Mengenverteilung ist dagegen eine andere. Da die einzelnen 
Gesteinstypen schon im ersten Teile besprochen wurden, brauchen 
hier nur noch die Abweichungen von jener Entwicklung ‘und. ihre 
Verbreitung näher beschrieben zu werden. 


a) Zweiglimmeriger phyllitischer Gneis. 


Im Gegensatze zum südlichen Teile, wo die gemeinen Gneise 
die vorherrschenden Vertreter der Gneisformation sind, a 
hier weitaus die phyllitischen Gneise. 

Ihre petrographische Ausbildung entspricht im größeren Teile’ 
ihres Bereiches dem im ersten Teile gegebenen Bild: Gesteine, die 
aus Quarz, Feldspat, Muskovit, Biotit und wenig Granat bestehen, 
wobei die Glimmer in zusammenhängenden Lagen und Häutchen 
angeordnet sind; im Querbruche sieht man die Quarzfeldspatlagen. 
Es wurde schon dort hervorgehoben, daß betreffs des Mengenverhält- 
nisses zwischen hellem und dunklem Glimmer immer die Tendenz 
zum Vorherrschen des Kaliglimmers besteht und es werden hier auch 
die früher eigens besprochenen phyllitischen Muskovitgneise nicht 
eigens mehr besprochen werden, da sie besonders in diesem nördlichen 
Teile des Gebietes nur mehr den Charakter von Fluktuationen haben. 

Die im ersten Teile der Arbeit beschriebene Zone von mechanisch 
und chemisch umgewandelten Phyllitgneis, welche die Judikarien- 
bruchlinie begleitet, setzt sich auch im nördlichen Teile weiter fort: 


Br 


!) Porphyrite a Diorit aus den Ultentaler Alpen. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. 
1903, pag. 65. Uber die Pegmatite der Ortlergruppe. Verhandl.d.k.k. eol. R.-A. 
1903, -pag. :345. 

?) Zeitschr. f. prakt. Geol. 1903, Heft 4. 

3) Neues Jahrb. f. Min. 1904. 


[3] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 543 


vom Hofmahd durch das Maraunertal bis zur Faltschauer und längs 
des Nordrandes der Kreuzbergtonalitmasse hin bis ins Etschtal. 
Gerade in dieser Zone ist an der Mündung des Maraunertales ein 
Vorwalten des Muskovits zu bemerken. Diese von der Einwirkung 
des Gebirgsdruckes an dieser Bruchlinie getroffenen Schiefer haben 
besonders stark phyllitische Struktur; oft ist das Gestein auch in 
kleine linsenförmige Scherben aufgelöst oder von dicht aufeinander- 
folgenden Rutschflächen durchzogen; die Schieferungsflächen sind 
dunkelgrüngrau serizitisch ; einzelne größere Glimmerblättchen treten 
noch hervor. Derartige Ausbildungen des Phyllitgneises treten auch 
an anderen Stellen wieder auf, so im Birchberggraben, bei Mels- 
bach, im Falkomaital und anderen Orten. Ich führe auch hier diese 
Struktur auf die gleiche Ursache zurück, wenn auch an diesen Stellen 
tektonisch die Störung nicht nachweisbar ist, teils wegen der Unbe- 
kanntheit der stratigraphischen Folge der einzelnen Horizonte, teils 
weil es sich wahrscheinlich oft um Verschiebungen parallel den Schicht- 
flächen handelt. 

Die mikroskopische Untersuchung derartiger Phyllitgneise be- 
stätigt zunächst ihre Gmneisnatur insofern, als Feldspat in großer, in 
manchen Proben in selır großer Menge vorhanden ist. Dabei zeigt er 
sehr oft Ausbildung in großen rundlichen Körnern, die augenartig von 
den Glimmerlagen umschlossen werden; daneben tritt er aber in 
denselben Gesteinen in ganz kleinen Aggregaten auf, die man teilweise 
als Zerreibungsprodukte größerer Körner wird auffassen können. Soweit 
sich an noch frischen Teilen der sonst stark in Glimmer, Epidot und 
Zoisit umgewandelten Feldspate feststellen ließ, sind unter diesen 
Orthoklas, Albit und auch basischere Plagioklase beteiligt. Der Quarz 
ist der Kristallisationsschieferung entsprechend in ganz langgestreckten, 
wellig auslöschenden Körnern vorhanden; an einem der Schliffe wurden 
in ihm Büschel von Sillimanitnadeln getroffen. In den Glimmerlagen 
sind immer beide Glimmerarten vertreten, und zwar Muskovit meist 
vorherrschend. Die Glimmerlagen sind aus sehr kleinen Schüppchen 
zusammengesetzt. Die Umsetzung in Chlorit ist meistens stark vor- 
geschritten. Magnetit, Pyrit, Illmenit, Granat und Apatit sind als 
Nebengemengteile zu nennen; die Erze sind oft in sehr großer Menge 
imprägnationsartig verteilt. 

Zu den Phyllitgneisen stelle ich auch jene stark verbreitete 
Abart, welche durch eine individuellere Ausprägung der einzelnen 
Glimmerblättchen eine Übergangsform zu den gemeinen Gneisen bildet. 
Es ist dies ein Gneis, den man fast ebensogut zum Phyllitgneis wie 
zum gemeinen Gneis stellen kann. Es sind sehr glimmerreiche Gneise 
mit Biotit und Muskovit, bei welchen noch eine undeutliche Sonderung 
in Glimmerlagen und in Quarzfeldspatlagen oder Flasern besteht; die 
Glimmer sind aber nicht in ganzen Häuten und Flasern verschmolzen, 
sondern als einzelne Schüppchen ausgebildet, die aber dicht auf- 
und nebeneinander liegen. Diese Ausbildung entspricht fast ganz den 
Gneisen im Gehänge ober Rabbi, die im ersten Teile als Abart der 
Phyllitgneise beschrieben wurden. Dieser Gneis zeigt auch im Dünn- 
schliff durchaus gröberes Korn. Biotit und Muskovit sind in ungefähr 
gleicher Menge vorhanden (Pleochroismus des Biotits von hellgrünlich- 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Hammer.) 7U 


AAA: Dr. W. Hammer. [4] 


gelb zu schwarzbraun). Der Feldspat gehört zumeist dem Oligoklas an. 
Der Habitus dieses Gneises entspricht am ehesten einem Glimmer- 
schiefer, die große Feldspatmenge stellt ilın aber zum Gneis. 

Dieser grobkörnige Phyllitgneis tritt besonders am Marlingerjoch 
und dem vorderen Ultentale, aber oft auch im Vintschgauer Gehänge 
auf, ohne daß eine deutliche Abgrenzung gegen die anderen typischen 
Phyllitgneise möglich wäre. 

Schon oben wurde gesagt, daß im mikroskopischen Bilde mancher 
Phyllitgneise der Feldspat augenartig hervortritt. Dies ist an manchen 
Stellen auch makroskopisch zu sehen. Besonders auffälligerweise ist 
dies am südlichen Gehänge unter der Wallfahrtskirche St. Helena (am 
Kamm zwischen Falkomaital und Ultental) der Fall. Der Phyllitgneis 
hat hier die oben beschriebene grobkörnig gneisige Struktur. Darin 
treten nur lagenweise angereichert Feldspataugen hervor, und zwar 
massenhaft ganz kleine, aber auch größere sind reichlich zu sehen. 
Die größten erreichen eine Dimension von 8 cm Durchmesser. Sie sind 
dicklinsenförmig mit runder Oberfläche, so daB man sie oberflächlich 
für Flußgerölle halten könnte. An den auseinandergeschlagenen Stücken 
sieht man, daß kleine Schmitzen von Glimmer in ihnen eingelagert 
sind, während anderseits die einheitlichen matt glänzenden Spaltflächen 
die kristallographische Finheitlichkeit des Gebildes anzeigen. 

Das Muttergestein dieser Feldspatknollen bietet das normale 
Bild eines zweiglimmerigen glimmerreichen Gneises. An dem Quarz 
besonders ist starke Kataklase zu beobachten: er ist randlich zerdrückt, 
in Flasern von kleinen Körnchen ausgewalzt. Der mittelgroße Feldspat 
ist lagenweise angesammelt; es sind ungestreifte Durchschnitte da, die 
ich ihrer Lichtbrechung nach zum Orthoklas rechne, und verzwillingte, 
die einem Oligoklasandesin angehören dürften. Ein Schliff durch einen 
der großen Feldspatknollen zeigt, daß der Feldspat fein verzwillingt ist. 
An den zahlreichen eingeschlossenen Quarzkörnern stellte ich fest, daß 


bei Parallelstellung © > «‘ 
Ei r 
bei Kreuzstellung o < y‘ 
EI 


Die symmetrische Auslöschungsschiefe ist sehr klein. Die Boricky- 
sche Probe ergab Kieselfluornatrium in großer Menge und Kieselfluor- 
kalzium, letzteres auch ziemlich viel. Ich: spreche den Feldspat 
demnach als einen Andesinoligoklas an. Wie schon bemerkt, ist er 
reich an Einschlüssen ; besonders Quarz in rundlichen Körnern, dann 
Muskovit; ein Feldspatkorn, das wahrscheinlich Orthoklas ist; Biotit. 
Die Abgrenzung gegen das umgebende Gestein ist wellig und rauh. 

Zu erwähnen ist schließlicn noch, daß an einzelnen Stellen der 
Granat als makroskopischer Bestandteil auftritt. Dies ist zum Beispiel 
im Birchberggraben der Falle Ob die im Hangenden des Granits 
des Forstergrabens (gegenüber Naturns) auftretenden Granatphyllite 
hierher oder zu den jüngeren Phylliten zu stellen sind, kann bei der 
Isoliertheit dieses Vorkommens nicht entschieden werden; ihrem 
petrographischen Bilde nach gehören sie zu den jüngeren Phylliten. 


[5] Die kristallinen Alpen des Ultentales. : 545 


b) Gemeiner zweiglimmeriger Gneis. 


Ich wähle hier den Namen gemeiner Gneis als gleichbedeutend 
mit dem normalen Gmeise des ersten Teiles, weil erstere Bezeichnung 
in der petrographischen Literatur gebräuchlicher ist. 


Während der Phyllitgneis und seine Abarten die ganzen Gehänge 
des Rabbijoch—Marlingerjochkammes bis in ihre höheren Teile hinauf 
einnehmen, ist der gemeine Gneis nur streifenweise in ihnen ein- 
geschaltet. Derartige Zonen von gemeine Gneise sind zu verzeichnen 
längs der Nordbasis des Kammes, im Vintschgau, vom Martelltale bis 
zur Töll hinab, im mittleren Teile des Tarschergrabens, bei der 
Naturnser Alpe, im Gehänge des Marlingerjoches gegen Lana (bei 
Pawigl) und anderen Orten. Es sind, wie schon früher angegeben 
wurde, Gneise, die durch geringere Menge des Glimmers und durch 
den Wegfall der Sonderung in Quarzfeldspat- und in Glimmerlagen 
charakterisiert sind. Im Gegensatze zu den Phyllitgneisen neigen diese 
Gneise sehr einem Vorwalten des Biotits zu bis zu starkem Vor- 
herrschen desselben. Das Korn ist meist ein feines, beträchtlich feiner 
als bei der glimmerschieferähnlichen Abart der Phyllitgneise. Ein 
guter Vertreter dieser gemeinen Gneise ist zum Beispiel der Gneis 
an der Töll bei Meran. Es ist ein graugefärbtes, feinkörniges Gestein, 
in dem Biotit stark vorherrscht. Betreffs der mikroskopischen Beschaffen- 
heit dieser Gneise ist der im ersten Teile gegebenen Schilderung 
nichts Neues hinzuzufügen. Ein reiner Biotitgneis steht am Eingange 
in den Birchberggraben an. 


Hier mag auch ein Gestein beschrieben werden, das im makro- 
skopischen Anblicke am ehesten solchen gemeinen glimmerarmen Gneisen 
gleicht, im mikroskopischen Befund aber einen bemerkenswerten 
Unterschied aufweist. Ich fand im Gehänge von dem Kamme Gleck- 
Nagelstein gegen den nördlichsten der zahlreichen Seen des Rabbi- 
joches eingelagert in den anderen Gneisen ein dunkelgraugrünes, 
deutlich schiefriges Gestein von sehr feinem Korn. Im Querbruche 
treten kleine graulichweiße Körnchen mit mattem Glanze hervor. Im 
Dünnschliffe ergeben sich als wesentliche Bestandteile Quarz, Cyanit 
und Biotit. Quarz ist sehr reichlich vorhanden, er zeigt Mörtelstruktur ; 
Biotit ist in kleineren Schüppchen zu Flasern vereint. Der Disthen 
ist farblos und ganz unregelmäßig umgrenzt, oft zerklüftet und aus- 
gefranst. An seinen verschiedenen Durchschnitten sieht man die zwei 
verschieden vollkommenen Spaltbarkeiten und die Querabsonderung 
nach oP. Auch Zwillinge treten auf. Die obenerwähnten im Querbruche 
sichtbaren Körnchen sind wohl die Cyanite. 


Es ist dieses Gestein noch ein Anklang an die im Gampertale 
und Umgebung auftretenden Cyanitgranatgneise und Kinzigite, die aus 
den gemeinen Gneisen hervorgehen. 


An zwei Fundorten wurden beim gemeinen Gneis porphyroidische 
Ausbildungen beobachtet durch augenartiges Hervortreten der Feld- 
spate. Diese Augen besitzen nur geringe Größe bis zu 05 cm. Diese 
Abarten stehen beim Bad „in der Lad“ (St. Pankraz) und im Hagel- 
bachtale an, 

70* 


546 Dr. W. Hammer. [6] 


c) Einlagerungen in den Gneisen. 


In Kürze aufzuzäblen sind hier weiters die Einlagerungen in den 
Gneisen; vertreten sind hier weniger derartige als im südlichen Teile. 

Die Cyanitgranatgranulite und verwandten Gesteine sowie die 
Olivinfelse!) felılen in diesem nördlichen Abschnitte vollständig (mit 
Ausnahme des ÖOyanitgneises am Rabbijoch). 

Über die Amphibolite und die Quarzite ist nichts Neues 
mitzuteilen, da ich auch weitere mikroskopische Studien über diese 
Gesteine nicht anstellte.e Sowohl die einen wie die anderen treten 
in geringen Mengen im ganzen Terrain dort und da auf, ohne irgendwo 
besonders hervorzutreten. Hornblendegneise und Hornblendeschicfer 
treten zum Beispiel im unteren Teile des Tarschergrabens, bei Freiberg 
und Eben (im Vintschgau), im Kuppelwiesertal, Falkomaital und am 
Peilstein auf. 

Ein von allen diesen Amphiboliten abweichender horblende- 
haltiger Gneis bildet die Talstufe zwischen den Alpen Stablazol und 
Saönt im Rabbital. Makroskopisch hat man ein sehr feinkörniges 
silbergraues Gestein vor sich, in welchem die Schieferstruktur durch 
parallele Einlagerung kleiner Hornblendesplitterchen (1—2 mm) ver- 
anschaulicht wird. Die Hornblende ist aber nicht in so großer oder 
überwiegender Menge wie in den anderen Amphiboliten vorhanden, 
sondern verhältnismäßig spärlich, lagenweise etwas reichlicher, in 
anderen Lagen fast ganz zurücktretend. Auf den Spaltflächen sind 
feine Muskovitschüppchen sichtbar. Unter dem Mikroskop erscheint 
ein feinkörniges Gemenge von Quarz und Feldspat, welcher keine 
Zwillingsbildung zeigt und geringere Lichtbrechung als Quarz besitzt. 
Der Feldspat wurde künstlich durch Färbung hervorgehoben. Vereinzelt 
wurden in dem einen Schliffe zwei große Feldspatkörner gefunden, 
von denen der eine ein Plagioklas war. Dann sieht man in geringer 
Menge Muskovit und endlich jene Hornblende, ganz in der unvoll- 
ständigen Ausformung wie in den anderen Amphiboliten. Ihre Farben 
sind b<c dunkelblaugrün, a blaßgrünlich. Außerdem sind aber in 
großer Anzahl ganz kleine Kriställchen von Turmalin im Gestein 
enthalten, schwarm- und lagenweise angeordnet, mit brauner (bezw. 
grünbrauner) Farbe. Wie gewöhnlich in den Amphiboliten, ist auch 
Titanit reichlich zu sehen. Die Menge des Turmalins erweckt den 
Verdacht, daß der Gneis durch den benachbarten Granitgneis der 
Saöntalpe kontaktmetamorphisch beeinflußt wurde; doch ist der Granit- 
gneis noch durch eine beträchtliche Lage von nicht metamorphischem 
Phyllitgneis vom obigen Amphibolit getrennt. 

Von den Quarziten (Quarzitschiefer) wurde auch im ersten 
Teile der Arbeit schon eine Beschreibung gegeben. In gleicher Aus- 
bildung treten im Gneisphyllit des nördlichen Teiles dort und da 
Quarzite auf. So erscheinen im Gehänge ober St. Walburg wieder die 
Quarzithorizonte, die schon vom Gehänge der Klapfberger Kachel- 
stuben gegen das Kirchbergtal angeführt wurden. In höherem Horizont 


!) Nachgetragen möge hier werden, daß im südlichen Teile noch zwei Olivin- 
felslinsen auf dem Gipfel des Hochwart, drei an seinem Wandfuße gegen den See- 
graben and eine auf der Seeschwelle dort gefunden wurden. 


[7] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 547 


treten über ihnen am Nagelsteinkamm wieder Quarzitschiefer auf, die 
durch ihre reiche Granatführung sich unterscheiden. Dieser Granat- 
quarzit zeigt im Dünnschliff bei sonst normalem Habitus und normaler 
Zusammensetzung der Quarzite einen ziemlich starken Gehalt an 
Turmalin in kleinen, gut ausgebildeten Kriställchen (Färbung von 
hellgrünlichgelb Il ce zu dunkelgrünlichbraun L ce). Da weit herum 
kein Gestein ist, das man als Verursacher einer Kontaktmetamorphose 
an diesem Quarzit ansehen kann, muß der Turmalin hier primärer 
Gemengteil sein. 

Auf der Vintschgauerseite des Kammes treten Quarzite im Keller- 
bergeraben und ober der Latscheralm auf, in ganz kleinen Mengen 
natürlich allenthalben einmal zwischen den Gneisen. Besonders reich 
an quarzitischen Ausbildungen ist aber der Phyllit im Gehänge ober 
Rabbi gegen den Saßfora und Gleck zu. Hier findet ober der Malga 
di Terzolas bis zu den hangenden Phylliten hinauf ein fortwährendes 
Schwanken im Gesteinscharakter zwischen phyllitischem Gneis und 
Quarzit und quarzphyllitähnlichen Zwischengliedern statt. Diese quar- 
zitische Formation der Gneise zielt sich bis zum Rabbijoch hinüber. 

Diese quarzreiche Fazies der Gneisphyllite leitet über zu den 
untersten Horizonten der jüngeren Phyllite, welche hier über den 
Gneisphylliten liegen, und diese Horizonte zeichnen sich ebenfalls 
durch eine oftmalige und mächtige Einlagerung von Quarziten aus. 
Darüber wird bei der Besprechung jener Phyllite Näheres mitgeteilt 
werden. 

Endlich sind als Einlagerungen noch die kristallinen Kalke 
zu nennen. Es sind weiße, gelbliche, lichtgraue, ziemlich feinkörnige 
Marmore bei größerer Mächtigkeit mit bankiger Absonderung. Im 
Zirmtalgraben wurde ein blaugrauer Bänderkalk beobachtet. 

Marmore und Kalke treten in diesem nördlichen Ultener Kamme 
mehr auf als im südlichen. Dem dort angeführten Kalke im Kirchbergtale 
folgen im Streichen desselben Gneishorizonts Marmoreinlagerungen bei 
St. Nikolaus (in der Schlucht ober dem Dorfe und am Eingange des 
Groberalmgrabens) und bei St. Walburg, wo er wegen seiner schönen 
großen Platten beim Hof Dorf auch gebrochen wird zu Bau- und 
Ziersteinen. 

In großer Menge und Ausdehnung stehen Marmore im Gmeis 
am Marlingerjoch an sowohl auf der Höhe des Joches bei der Kirche 
und nördlich der „schwarzen Lacke“ sowie besonders im Vintschgauer 
Gehänge, ober Quadratsch, wo er zur Herstellung von Kalziumkarbid 
und gebranntem Kalk gebrochen wird, dann bei Obereben, ober 
Aschbach und im Melsbachgraben. Weiter westlich liegen vereinzelte 
Vorkommen bei Steil, unter dem Markuk und auf der Freibergalpe. 


Nachtrag zur Stratigraphie der Gneise. 


Im Ultentale streichen die Gnmeise mit Quarzit- und Kalk- 
einlagerungen, welche im Kirchbergtale anstehen, auf die Nordseite 
des Tales hinüber. Das Streichen der Gesteine und der Verlauf des 
Tales divergieren um geringes und ebenso die Gneise des Nagelstein- 
kammes. Alle diese hier vorwiegend phyllitisch struierten Gneise, 


548 Dr. W. Hammer. [8] 


welche nach den Angaben des ersten Teiles das Liegende und die 
mittleren Teile des "Ultentalprofils ausmachen, sind das unmittelbar 
Liegende der jüngeren Phyllite, die durch Übergänge aus ihnen 
hervorgehen. Nach der Deutung der Tektonik im ersten Teile müßten 
aber dann die hangenden Teile des Ultentalprofils — der normale 
Gneis — den Phylliten äquivalent sein, wenn man nicht ein vollständiges 
Fehlen aller Äquivalente für diese mächtigen Gneise annehmen will. 
Es scheint mir daher wahrscheinlicher, daß die gewaltige Schichtfolge 
des Ultentalprofils nicht als einheitliches tektonisches Element, als 
Nordflügel der „Tuattisynklinale“ zusammen mit dem Südflügel der 
„Ultentalantiklinale“, aufzufassen ist, sondern eher selbst eine zwischen 
Ultentalantiklinale und Tuattisynklinale eingeschobene Auffaltung mit 
aneinanderliegenden überkippten Schenkeln ist. Es würden dann die 
Gesteine der Ultentalantiklinale den höheren Theilen der Gneise, also 
den hangenden gemeinen Gneisen entsprechen. Die auf der Nordseite 
des Kammes unter den jüngeren Phylliten liegenden Phyllitgneise 
entsprächen dann ebenfalls den hangenden Gneisen. 

Ubereinstimmend ist beiderseits, daß die eingelagerten graniti- 
schen Intrusivgesteine in den hangendsten Teilen der Gneisformation 
liegen; die Granite von Kuppelwies und Kellerberg, deren Beschreibung 
unten folgt, liegen allerdings bereits schon ganz unter den hangenden 
Phylliten, wenn auch an deren Basalteil; die im Schleidertal, Forster- 
graben, Markukkamm (Muskovitgranitgneis) und teils auch die Pegmatite 
des Martell liegen in den hangenden Gneisphylliten. 

Wir haben also im ganzen Ultentaler Gebiete die ältesten 
Schichten am Gebirgsfuße im Sulzberg in den dortigen Phyllitgneisen 
und deren Einlagerungen von Hornblende- und gemeinem Gmneis vor 
uns, die jüngsten dagegen in den Phylliten des Ulten— Vintschgauer 
Kammes, 


2. Die Laaser Schichten. 


Der Fuß des Ulten — Vintschgauer-Kammes im Vintschgau besteht 
am Eingange des Martelltales bis gegen Naturns aus einer Zone 
kristalliner Schiefer, welche durch die vielfache und ausgedehnte 
Einlagerung von hochkristallinen Kalken in weißer oder grauer Farbe 
sich von den anderen abheben. Sie reichen am Eingange des Martell- 
tales bis zur Höhe von 1400 »n am Gehänge hinauf und sinken gegen 
NO immer tiefer herab, bis sie unter der Talsohle des Vintschgaues 
verschwinden. Der kristalline Schiefer dieser Zone gleicht ganz den 
sonst hier herrschenden gemeinen, seltener den phyllitischen Gneisen. 
Er ist bei typischer Ausbildung ein feinkörniger, mäßig glimmerhaltiger 
Gneis, an dem nur oft größere Biotitblättchen auffällig hervortreten 
auf den Schichtflächen. Die ganze Zone ist hie und da reich an 
Pegmatitlagern und -adern, so besonders bei Tarsch., Wegen der 
petrographischen Gleichheit mit den anderen Gneisen dieser Berge 
ist eine sichere Abgrenzung gegen jene nicht möglich und ich würde 
mich gewiß nicht veranlaßt sehen, sie überhaupt abzutrennen, wenn 
nicht die Verfolgung dieser Zone gegen Westen dazu zwänge. Die 
westliche Fortsetzung bilden nämlich die Marmorlager von Göflan und 


[9] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 949 


Laas. und die diese begleitenden Schiefer. Hier verschwindet jener 
gsneisige Charakter mehr und mehr, es treten Staurolithglimmer- 
schiefer, ja auch Phyllite, ähnlich im Habitus den Quarzphylliten 
der Laasergruppe, als Begleitgesteine auf. Die Latscher Gesteine sind 
zweifellos ihre unmittelbare Fortsetzung im Streichen. In den. Laaser 
Marmoren, besonders aber in dem Marmor, der zwischen. Tassenblon 
und Latschinig, also in unserem Gebiete, gebrochen wird, treten 
Gebilde auf, die als Spuren von Krinoiden gedeutet werden können, 
wie Weinschenk!), der sie zuerst von hier beschrieb, mit Beziehung 
auf ähnliche sicher deutbare Funde in den Marmoren bei Schneeberg 
im Passeier dargetan hat. Im Latschinger Gesteine erscheinen sie meist 
in lagenweiser Anreicherung als dunkelgraue kreisrunde, beziehungs- 
weise zylindrische einheitliche Kalkspatkristalle von mm bis zu I cm 
Durchmesser in dem weißen feinkörnigen Marmor. Die Kalke sind sicher 
gleichaltrig wie die sie umgebenden Schiefer, denn sie sind in engster 
Wechsellagerung, und es bestehen Übergänge, indem sich am Rande 
des Kalkes in demselben die Silikate anreichern; es tritt in dieser 
Randpartie Feldspat (Mikroklin) Epidot und Titanit mehr oder weniger 
lagenweise angereichert auf. Der ganze Komplex ist also wohl nicht 
mehr ‘archäisch und jünger als die Gneise. In welchem Altersverhältnis 
er zu den Quarzphylliten steht, darüber kann ich erst nach Abschluß 
der Arbeiten im Laaser Gebiet mich aussprechen. In dieser Laaser 
Gebirgsgruppe erhalten sie erst ihre volle Entfaltung, während sie im 
Ultener Gebiet nur gerade noch am Rande hereinragen. Ich bezeichne 
sie vorläufig als Laaser Schichten. Sie sind auch tektonisch selb- 
ständig, indem sie im Tarscher Gehänge eine knieförmige, unter die 
anderen Gneisse einfallende Falte bilden. In der Fortsetzung im 
Laasertal ist diese Falte an der Jennewand als hohe, fast senkrecht 
stehende Falte mit vollständig aneinandergepreßten Schenkeln sehr 
deutlich zu sehen. Es ist übrigens sehr woll möglich, daB auch die 
bei der Tarscher Alpe anstehenden Kalke und die weiter östlich in 
ihrem Streichen sich anschließenden vereinzelten Kalklager auch ein- 
faltete Laaser Schichten sind — aber, infolge der petrographischen 
Gleichheit ist eine Unterscheidung nicht möglich. Nach dem Baue des 
ganzen Gebirgskammes zu schließen, halte ich es für wahrscheinlicher, 
daß sie nicht dazu gehören. 

Stache spricht diese Schichtfolge an der Vintschgauer Gebirgs- 
basis für „Kalkphyllite“* an. Eine Unterscheidung zwischen nur: kalk- 
führenden und nur pegmatithaltigen Schiefern, wie es Stache auch 
auf seiner Karte zeichnet, entspricht nicht den Tatsachen, da Kalke 
und Pegmatite nebeneinander und ineinander in demselben Komplex 
von Schiefern. vorkommen. 


3. Phyllitformation. 


Aus den. Phyllitgneisen gehen nach oben durch einen allmählichen 
Übergang Phyllite hervor als ein neues Element im Aufbau der 


!) Weinschenk: Die Tiroler Marmorlager. Zeitschr. für prakt. Geologie. 
AI: Jahrg. 1903, pag. 131. 


550 Dr. W. Hammer. [10] 


kristallinen Alpen des Ultentales. Daß sie durch Übergang hervor- 
gehen, ist überall, wo eine kontinuierliche Reihe von Aufschlüssen offen 
liegt, deutlich zu sehen, zum Beispiel auf der Freiberger-, Tarscher-, 
Latscheralm, im Weißbrunnertale auf allen Seiten, im Rabbitale usw. 
Die beiderseitigen Endprodukte sind deutlich voneinander geschieden. 
Diese Phyllite beginnen am Kamm bei der Naturnser Alpe, wo er 
sich aus dem niederen Rücken des Rauhen Bühels zum Hochjoch 
aufschwingt, und nehmen gegen Westen hin die ganze Kammhöhe ein, 
wobei sie immer größere Ausdehnung durch Übergreifen auf die 
Seitenkämme und tieferes Herabsteigen in den Hängen gewinnen. 
Sie bilden die oberen Teile des Peilsteinrückens, des Muteck— 
Hasenohrkammes, bauen endlich den ganzen Stock des Zufritt- und 
Esgenspitz auf und legen sich bis zum Gleck und Saßfora gegen 
Süden vor. 

Die petrographische Ausbildung ist nicht über die ganze Aus- 
dehnung hin die gleiche. Wir können petrographisch unterscheiden: 
slimmerschieferähnliche Phyllite, gewöhnliche Phyllite, Granatphyllite 
und Quarzlagenphyllite, welch letztere mit Quarziten wechsellagern. 

Typen die sich dem Glimmerschiefer nähern, entstehen durch eine 
etwas individuellere Ausprägung des Glimmers, doch ist das immer 
noch ein zu geringer Unterschied, um wirklich von einem Glimmer- 
schiefer sprechen zu können. Im allgemeinen zeigen die Phyllite die 
zusammenhängende Glimmerhaut auf den dichtgedrängten Schieferungs- 
flächen; im Querschnitte sieht man die äußerst feine Schieferung. 
Meistens sind die zwischen den Glimmerlagen liegenden Quarzlagen 
so fein, daß sie kaum als solche wahrgenommen werden; auch treten 
oft Schwankungen ein zur Ausbildung dickerer Quarzlagen und Flasern 
bis zu jenem Extrem, das oben als Lagenphyllite bezeichnet wurde, 
wo man im Querbruch vorwiegend nur die Quarzmasse sieht und der 
Glimmer sehr reduziert ist. Die Farbe ist eine stahlgraue, fast immer 
aber rostiarben überlaufen. Fast immer sind die Phyllite fein gefaltet. 
In weiter Verbreitung treten Granate von Hanfkorn- bis Erbsengröße 
in großer Menge im Plhyllit auf. Sie sind rotbraun, im frischen Bruch 
wein- oder blutrot. Die Kristallformen (Granatoeder) sind nicht scharf, 
sondern rundlich. 

Die mikroskopische Untersuchung zeigt, daß der Glimmer fast 
ausschließlich Muskovit ist, der in Flasern und Lagen sich zusammen- 
schließt. Chlorit ist ebenfalls meist reichlich vorhanden; sein Pleo- 
chroismus bewegt sich von blaßgelb (e) zu grün (blaugrün) (0); teils ist 
er Zersetzungsprodukt, teils mag er auch primär sein. Der Quarz ist 
in dünnen Lagen angeordnet und in den Schieferungswinkeln der 
großen Granatkörner. Er ist sehr arm an Einschlüssen. Feldspat ist 
nur in sehr geringen akzessorischen Quantitäten in manchen Schliffen 
zu sehen; nur in dem Lagenphyllit ergab die Färbung mit Anilinblau 
das Vorhandensein von dünnen Lagen, die fast ganz aus äußerst fein-* 
körnigem Feldspat bestehen. In einem anderen Schliffe von diesen 
Lagenphylliten wurden einzelne größere zersetzte Feldspate (wahr- 
scheinlich Albit oder Ortlhoklas) aufgefunden. 

Wo große Granate auftreten, zeigen diese im Dünnschliffe 
blaßrötliche Färbung. Sie sind sehr stark zerklüftet, ihr Rand ist ganz 


1 1] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 551 


zerbröckelt und auseinandergerissen. In mehreren solchen Körnern 
wurde beobachtet, daß die äußerst feinkörnigen Erzeinstreuungen in 
welligen Streifen paraliel der Schieferung liegen. Es wurden aber 
auch Fälle beobachtet, wo die feinen Erzeinstreuungen sich parallel 
Kristallflächen einordneten. Andere FEinschlüsse sind selten. Ich fand 
Rutil, Quarz und Turmalin. An einer Stelle, wo ein Rutil in einer 
jener Erzeinstreuungen lag, lag auch er parallel denselben. Als Neben- 
gemengteile fand ich in den Phylliten der Tufer Alpe Hornblende 
und Chloritoid, im Lagenphyllit Biotit, der aber seine Existenz eher 
der Kontaktmetamorphose verdankt, der dieses Gestein dort unter- 
worfen war, wie andere Kontaktmineralien (Andalusit, Turmalin) zeigten. 

Als Einlagerungen in den Phylliten treten Quarzite auf 
von grauer, meist durch Verwitterung rostroter Farbe, sehr feinem 
Korn und dünnplattiger Absonderung. Außerdem Glimmerkalke 
(Cipolline) und -Kalkglimmerschiefer. Diese treten in kleinen Linsen 
von geringer Mächtigkeit und geringer Ausdehnung in sehr spärlicher 
Verteilung im ganzen Bereich der Phyllite auf. Ich beobachtete solche 
an der Nordseite des Hochwart, am Riemerbergl, am Schwemmbers, 
in größerer Mächtigkeit und Ausdehnung auf der Tufer Alpe und am 
Zufrittspitz. In sehr bedeutender Mächtigkeit und Ausdehnung treten 
sie in ihrer westlichen Fortsetzung (außerhalb des Gebietes dieser 
Arbeit) im obersten Martelltal am vorderen Rotspitz, Schranspitz und 
Muthspitz auf. 

Alle diese Kalke unterscheiden sich von denen in den Gneisen 
und der Laaser Schichtgruppe durch ihren Glimmergehalt. Es sind 
weiße oder gelbliche Cipolline von groben Korn, bei denen der Muscovit 
sowohl verteilt im Gemenge als auch besonders auf den Bankungsflächen 
erscheint; daneben erscheinen graue bis schwärzliche Kalkglimmer- 
schiefer (rostig verwitternd) dünnplattig bis blättrig, sandsteinartig 
rauh oder schon in Phyllit übergehend. 

Ein Schliff vom Kalkglimmerschiefer der Zufrittspitze zeigte als 
Hauptbestandteil Kalzit (Korngröße 0'2—0'3 mm), daneben nester- 
und lagenweise Quarz und in geringer Quantität Muskovit. Das ganze 
Gestein ist dicht imprägniert mit äußerst feinkörnigem schwarzen Erz. 
Seine Reflexionsfarbe ist schwarz mit einem Stich ins Bräunliche. 
Sekundär sind wolkige rötliche Partien von Eisenoxyden im Schlift. 

Endlich sind auch Hornblendeschiefer im Phyllit zu finden, 
so ober St. Walburg, am Kamm Rontscherjoch— Tarscherjoch, am 
Muteck und am Tuferbere. 

Bemerkenswert ist nun die Verteilung der oben angeführten 
Abarten der Phyllite. Der verbreitetste Typus sind die Granatphyllite. 
Vom Hochjoch im Nordosten bis zum Hasenohr im Südwesten sind 
sie alleinherrschend. Von dort gegen Westen und Süden zu verliert 
sich der Granatgehalt schnell. Es stehen (makroskopisch) granatfreie 
Phyllite an, in denen im Zufrittstock zahlreiche Lager von Kalkglimmer- 
schiefer und Glimmerkalk eingebettet sind. In ihnen liegt auch das 
oberste Martelltal mit seinen vielen Kalken. Daß aber durch die gleichen 
Phyllite und das Verschwinden des Granatreichtums nur eine fazielle 
Schwankung ist, wird dadurch ersichtlich, daß lokal dann mitten in 
den granatfreien Plıylliten wieder einmal granatreiche Lagen auftreten, 

Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Hammer.) il 


552 Dr. W. Hammer. [12] 


so zum Beispiel an der Cima Marmotta, der wo Phyllit wieder ganz den 
Charakter der granatreichen Gesteine vom Hasenohr—Hochjochkamm 
annimmt. Granatfreie Phyllite bilden übrigens auch am Hasenohr— 
Hochjochkamm an vielen Stellen einen schmalen untersten Saum, der 
allerdings teilweise das Ubergangsglied zu den Phyllitgneisen bildet, 
so auf der Nordseite auf der Freiberger Alpe, im Tarschergraben, 
auf der Südseite auf der Schwemmbergalpe. 

Die Lagenphyllite sind hauptsächlich im Gebiet Weißbrunner- 
alpe—Gleck—Saöntalpe entwickelt und bilden hier deutlich die Basis 
der Phyllite. Mit ihnen wechsellagern in vielfacher Wiederholung 
die oben genannten rostfarbenen, dünnplattigen Quarzite. Dabei haben 
die zwischenliegenden Phyllite eine gewisse Eigenart in ihrer Aus- 
bildung, indem die Glimmerhäute wellig bucklig, wie mit dem Daumen 
seknetet aussehen; sie enthalten auch Granate, aber viel weniger 
und kleiner als die Granatphyllite. Sie sind nicht immer als Lagen- 
phyllite, sondern nach Art der gewöhnlichen Phyllite gelegentlich 
ausgebildet. Am schönsten und mächtigsten trifft man sie am Gleck; 
sie sind aber durch den ganzen Hintergrund des Rabbitales bis zur 
Cime Pontevecchio zu verfolgen und ebenso reichen sie gegen N bis 
gegen Pilsberg. Im Hasenohr — Hochjochkamm sind sie nicht vor- 
handen, man müßte denn jenen unvollständigen Saum granatfreier 
Phyllite dazu rechnen, die allerdings auf der Freiberger Alpe eine 
ähnliche quarzreiche Ausbildung besitzen. 

Bemerkenswert ist, daß gerade am Gehänge des Gleck und 
Saßfora gegen das Rabbital auch die Phyllitgneise besonders quarz- 
reich und quarzitisch sind und dadurch der Ubergang in jene Phyllite 
noch mehr undeutlich gemacht wird. Auch am Nagelsteinkamm liegen 
in den obersten Gmneisen granathaltige Quarzite. Es ist also hier eine 
quarzreiche Fazies schon in den Gneisen dieser Gegend vorhanden 
und dauert durch die Phyllite hinauf fort. 

Insoweit als diese quarzreichen Phyllite die Basis bilden, läßt 
sich eine Alterseinteilung dieser Phyllite treffen. Die Granatphyllite 
und die Kalkglimmerschiefer führenden Phyllite der Zufrittspitze 
gehen im Streichen ineinander über und müssen als gleichaltrig an- 
gesehen werden. Eine Altersunterscheidung ist hier nicht möglich. 
Es dürften übrigens auch die obersten der quarzreichen Phyllite noch 
mit den Phylliten der Zufrittspitze in Äquivalenz stehen. 

Stache bezeichnet die Phyllite vom Zufrittkamm, die granat- 
führenden Phyllite und die Quarzphyllite, als welche er die Gesteine 
vom Gleckkamm ansieht (überdies auch die hier als dynamisch ver- 
änderte Phyllitgneise beschriebene Gesteinszone längs der Judikarien- 
linie und Kreuzbergmasse), als „drei Ausbildungsformen des über der 
an Pegmatiten reichen Phyllitgruppe der Gmneisformation folgenden 
Konplexes“, die Ubergange miteinander haben und zum Teil „stell- 
vertretende Fazies“ sind?). 

Im Sinne Staches müßten sie als Fazies der Kalkphyllitgruppe 
bezeichnet werden und sie sind auch so auf Staches Manuskript- 
karten der Reichsanstalt angeführt. Ihr Habitus nähert sich aber im 


!) Verh. d. k. k. geol. R.-A. 1880, S. 129. 


E 3] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 553 


allgemeinen mehr den Quarzphylliten; typische Quarzphyllite treten 
in ihrer westlichen Fortsetzung im obersten Martelltal und in der 
Laasergruppe auf. 


4. Eruptivgesteine. 


In den sedimentären Gneisen und den Phylliten eingebettet, 
beziehungsweise sie durchbrechend finden sich in dem Kamme Rabbi- 
joch—Marlingerjoch zahlreiche Eruptivgesteine in Gestalt von Intrusiv- 
lagern und Intrusivstöcken sowie als Gänge. Dem petrographischen 
Charakter nach sind hier aufzuzählen und werden nachfolgend be- 
schrieben werden: 


Biotit- und Amphibolgranite, 

Muskovitgranite (beziehungsweise Granitgneise) 
und Pegmatite, 

Tonalit, 

Diorite, 

Porphyrite. 


Biotit- und Amphibolgranite. 


In dem ersten Teile wurden mehrere zweiglimmerige Granit- 
gneise beschrieben (Tonasica, Schrumspitz — Ilmenspitz — Hochwart). 
Derartige Granite treten in dem nördlichen Gebietsteile mehrfach in 
sroßer Ausdehnung auf. Es sind dies: 


Granit des Kuppelwiesertales, 
P „  Kellerberges, 
5 „ Grabens ober Forst bei Tschirland, 
E „. Schleidertales, 
R „  Rabbitales (Saent). 


Der letzte der aufgezählten liegt nur zum Teil nach in dem 
hier bearbeiteten Gebiete. 

An den ersten zwei der aufgezählten Vorkommen ist der ur- 
sprüngliche Gesteinscharakter und die Lagerung noch viel besser 
erhalten und klarer zu erkennen als in jenen Granitgneisen des 
südlichen Teiles; diesen letzteren sind die drei letztaufgezählten im 
Habitus ähnlich. An den ersteren aber ist eben noch der granitische 
Charakter des Gesteines unverändert erhalten und aus den Lagerungs- 
verhältnissen die Entstehung durch Intrusion in die Schiefermassen 
zu sehen. Davon ausgehend, kann man dann auch die Verhältnisse 
der anderen, welche einerseits mehr von der Faltung überwältigt und 
umgeformt wurden und anderseits auch weniger gut aufgeschlossen 
sind, in analoger Weise deuten und ich beziehe auch die Granitgneise 
des südlichen Teiles hierher. 

Die weit überwiegende Ausbildung ist die des Biotitgranits, 
beziehungsweise Granitits. Amphibolgneis tritt nur untergeordnet als 
Abart auf. Es sind Gesteine, für die als Bestandteil bezeichnend 
sind: Oligoklas, Orthoklas, Quarz und Biotit. Dadurch heben sich 
diese Granite gleich deutlich von den benachbarten Tonalitstücken 

71° 


554 Dr. W. Hammer. [14] 


des Iffinger und Kreuzberg ab, welche basischere Plagioklase als 
Leitfeldspat enthalten, fast durchweg Hornblende führen und deren 
dunkle Bestandteile höhere Idiomorphie besitzen, als eine eigene 
Gruppe von Intrusivmassen. Die Beziehungen zu den Muskovitgraniten 
und Pegmatiten sowie die Altersverhältnisse werden weiter unten 
besprochen werden. 


Hier folgt nun die Detailbeschreibung der einzelnen Massen. 


a) Granitit und Amphibolgranit des Kuppelwiesertales. 


Die größte unter den aufgezählten Granitintrusionen ist jene, 
welche durch den tiefen Einschnitt des Kuppelwiesertales aufge- 
schlossen ist. Stache!) hat zuerst denselben aufgefunden und in 
den alten Kartenblättern der Reichsanstalt verzeichnet. 

Die geographische Lage dieses Intrusivrückens, wie Baltzer?) 
derartige durch die Faltung zu langgestreckten Rücken umgeformte 
Intrusionen nennt, und seine Ausdehnung sind aus der beigegebenen 
Kartenskizze besser zu ersehen, als Worte dies dartun können. Die 
ganze Granitmasse wird gewölbartig von einem Mantel von Granat- 
phylliten überdeckt, in welche Phyllite, Hornblendeschiefer, Hornblende- 
gneise und glimmerarme Muskovitgranitgneise und Aplite eingelagert 
sind. Durchbrochen wird dieser Mantel in der Gegend der Koflraster 
Seen von mehreren Porphyritgängen, die jedenfalls zur Gefolgschaft 
des Kuppelwieser Granits gehören. Die unter diesem Mantel liegende 
Granitmasse ist aber weder tektonisch noch petrographisch vollständig 
einheitlich. Im westlichen Teile trennt eine von W her eindringende 
schmale Zone von Glimmerschiefer mit Granatphyllit und etwas Horn- 
blendeschiefer einen kleinen südlichen Teil ab. Diese Zone streicht 
NO—SW, ihre Schichten fallen sehr steil gegen NW ein; der kleine 
südliche Teil ist auch petrographisch verschieden. 

Das Gestein, welches den an Ausdehnung weit überwiegenden 
nördlichen Teil der ganzen Masse aufbaut und also als eigentlicher 
Vertreter der Kuppelwieser Intrusion dasteht, besitzt echt granitischen 
Habitus, sein Korn ist von mittlerer Größe (1—4 mm). Man hat ein 
gleichmäßiges Gemenge von weißem Feldspat, glasiggrauem Quarz 
und schwärzlichbraunen Biotitschüppchen vor sich. Im Mikroskop sieht 
man dann, daß die Bestandteile xenomorph bis hypidiomorph sind. 
Der Quarz bildet mosaikartige Aggregate von kleinen Körnern, der 
Feldspat erreicht immer eine viel bedeutendere' Größe und neigt 
eher zu selbständigerer Formung. Mit Hilfe der Auslöschungsschiefer 
auf Durchschnitten _ a, mit der Beckeschen Lichtbrechungsmethode 
und nach dem Maximum der beobachteten symmetrischen Auslöschungs- 
schiefern wurde bestimmt, daß der größte Teil des Feldspates Oligoklas 
(Albitoligoklas) ist, daneben triti in geringerer Menge auch Orthoklas 
auf. Einzelne Körner mögen vielleicht auch einem basischeren Plagioklas 
angehören. Die Zwillingslamellierung ist eine sehr feine, oft nach 


!) Verh. d. k. k. geol. R.-A. 1880, S. 127. 
2) Baltzer: Granitische Instrusivmassen des Aarmassivs. Neues Jahrbuch für 
Mineralogie 1903, S. 292. 


Die kristallinen Alpen des Ultentales. 555 


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556 | Dr: 'W; Hammer: 116] 


Albit- und Periklingesetz; auch zonarer Bau ist nicht gerade selten. 
Meistens sind als sekundäre Bildungen Glimmerschüppchen und Zoisit- 
nadeln und Leistchen in großer Zahl in den Feldspäten eingeschlossen. 
Der Biotit zeigt Pleochroismus von blaßstrohgelb zu rötlichbraun, 
eine Offnung des Interferenzkreuzes beim Drehen des Objekts ist 
kaum bemerkbar. Als Nebengemengteil finden sich kleine Granat- 
kriställchen, Muskovit, Sillimanit, Apatit, als sekundäre Bildung Kalzit 
Chlorit. Wie aus dieser mikroskopischen Analyse zu ersehen ist, 
entspricht dieser Granitit in seiner Zusammensetzung ganz den Graniten 
(Granitgneise) von Tonasica und Val Mariole, welche im ersten Teile 
beschrieben wurden. 

Dem Vorwiegen des Kalknatronspates nach werden manche 
Petrographen diese Gestein eher zum Diorit schlagen wollen, eventuell 
als Granodiorit; doch ist einerseits der herrschende Plagioklas ein 
sehr saurer und anderseits scheint es mir nicht nützlich, ein Gestein 
von ausgesprochen granitischem Habitus als Diorit zu bezeichnen. 
Es geht nicht an, bei Gesteinen mit makroskopisch unterscheidbaren 
Bestandteilen die Namengebung nur nach dem mikroskopischen und 
analytisch-chemischen Befund zu wählen, zum wenigsten nicht bei der 
Kartendarstellung. Die Abweichung vom reinen Granittypus ist bei 
diesem Gestein übrigens immer noch viel geringer als die vom reinen 
Diorittypus. 

Die Quantitätsverhältnisse sind: Feldspat 66°/,, Quarz 27°/, und 
Biotit 7°/,; das Gestein ist also ärmer an Glimmer und reicher an 
Feldspat als der Granitgneis von Val Mariode. Obige Zählung wurde 
am Handstück, an einer abgeschliffenen, dann mit Fl O geätzten und 
endlich mit Blau gefärbten Fläche gemacht. 

In diesem Granitit fand ich in Blöcken auf der Talsohle Ein- 
schlüsse von deutlich schiefriger Struktur und dem Habitus eines 
slimmerreichen Gneises. Der Rand gegen den Granit ist rauh und 
uneben. Auch im Dünnschliff erscheint der Rand unscharf. Die Schiefer- 
struktur bleibt auch im mikroskopischen Bild erhalten. Das Einschlub- 
sestein ist zusammengesetzt aus Feldspat, Muskovit, Biotit und Quarz 
nebst akzessorischem Apatit und Granat. Der Feldspat bildet auffallend 
sroße Körner, die randlich vom Glimmer durchsetzt sind, anderseits 
sind aber Partien des Gesteines mit ganz kleinkörnigem Feldspat und 
daneben Quarz, beide mit deutlicher Pflasterstruktur. Die Feldspate 
waren in allen Schliffen stark zersetzt, stellenweise ganz in Nester 
glimmeriger Aggregate umgesetzt. Durch diese Zersetzung verschmelzen 
die großen Feldspate an den Rändern ganz mit den kleinkörnigen 
Partien, die stellenweise streifig flaserig angeordnet sind. 

Die Ahnlichkeit mit dem Granit dürfte auf eine weitgehende 
Durchtränkung mit Granitmagma zurückzuführen sein. 

An den Rändern des Granits ist fast überall eine geringmächtige 
aplitische Randzone zu beobachten. So fand ich sie auf der Kochalpe, 
auf der Steinrastalpe und besonders an dem westlichen Teile des 
Granitstockes, bei der obersten Kuppelwieseralpe. Hier unter dieser 
Alpe ist das Gestein am Rande pegmatitisch und glimmerfrei, im 
Ubergang zum Normalgestein tritt zuerst fast nur Muskovit, dann 
erst Biotit auf. Dabei tritt oft auch eine Schieferung dieser randlichen 


[117] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 557 


Lagen ein. Die in nächster Nähe des Granits in die Schiefer ein- 
gelagerten aplitischen Lager dürften jedenfalls in direktem genetischen 
Zusammenhang mit dem Granitit stehen; möglicherweise auch die 
höher oben unter dem Kamme Rontscherjoch—Tarscherjoch liegenden, 
wenngleich diese auch den sonst so verbreiteten „Muskovitgranitgneisen 
und Pegmatiten“ angehören können. . 

Der kleine südliche Teil der Kuppelwiesermasse ist nun von 
dem nördlichen in seinem Gesteinscharakter durch den Gehalt von 
Hornblende abweichend; es ist ein Amphibolgranit. Während der 
Granit des Nordteiles durch die ganze Masse hin — mit Ausnahme der 
randlichen Partien — eine große Konstanz in seiner Ausbildung 
zeigt, ist der Amphibolgranit mehr schwankend in seiner Ausbildung. 
Schwankungen treten ein durch den Wechsel der Hornblerdemenge 
und Ausbildung, durch schiefrige Strukturen und auch durch ver- 
schiedene Formausbildung der Feldspate. Als Hauptypus kann das 
Gestein betrachtet werden, welches die großen Felsmassen an der 
Südseite des Kuppelwiesertales ober den Almmähdern bildet. Dieses 
hat grobkörnige, granitische Struktur. (Korngröße ähnlich der des 
Granitits.) Es ist reich an Hornblende, so daß die Gesamtfärbung 
dunkel erscheint. Fast durchweg ist ein Hervortreten der Feldspate 
durch ihre Größe auffallend. Dies kommt auch im mikroskopischen 
Bilde zum Ausdruck. Die Feldspate bilden hier sehr große unregel- 
mäßig umrandete Felder. Ihrer Art nach stimmen sie mit den Feld- 
spaten des Granitits überein; es ist ebenfalls Kalifeldspat als Orthoklas 
vorhanden und daneben in größerer Menge Oligoklas, der auch in 
seiner feinverzwillingten Ausbildung mit jenen übereinstimmt. Hier 
wurden sicher noch vereinzelte Körner eines basischen Feldspates 
(Labrador, nach der Auslöschungsschiefer __ «) gefunden. Quarz bildet 
feinkörnige Aggregate zwischen den Gemengteilen. Sehr reichlich ist 
Hornblende vorhanden. Sie bildet prismatisch gestreckte, unregelmäßig 
abbrechende oder auch rund herum regellos geformte Individuen; 
selten sieht man Zwillinge. Die Färbung ist: a blaßgelblich, b blaß- 
bläulichgrün, c hellauchgrün (ähnlich b). Sie zeigt Zersetzung zu 
Chlorit. Ein fast ständiger Bestandteil ist dann Titanit sowohl in der 
„Ameiseneier*-Form als auch in größeren Körnern. Ebenso ist meistens 
auch Biotit vorhanden in geringerer Menge, Granat in kleinen ab- 
gerundeten, blaßrötlichen Kriställchen, Magnetit und Apatit sind akzes- 
sorisch. Ob der Muskovit, der beobachtet wurde, durchaus sekundär 
oder teilweise auch primär ist, ist fraglich. Die Altersfolge der Bestand- 
teile ist: Titanit und Granat, Biotit, Hornblende und zuletzt die Feld- 
spate und der Quarz. Schon an diesem Felskopfe südlich der Kuppel- 
wiesermähder ist stellenweise ein Übergang zu schiefriger Struktur 
bemerkbar. Mit dieser Erscheinung mag als mikrodynamische Wirkung 
der Umstand in Ubereinstimmung stehen, daß der Feldspat nicht 
nur in jenen großen, oft fast einsprenglingsartig hervortretenden 
Individuen auftritt, sondern auch in sehr kleinkörnigen Aggregaten 
zwischen den großen Körnern liegt, ja auch große Feldspate gewisser- 
maßen übergehen in jene. 

Diese Druckwirkungen sind noch mehr an dem westlichen Teile 
des Amphibolgranits zu sehen, der von dem anderen Teile durch 


558 Dr. W. Hammer. [18] 


breite Schutthänge getrennt ist und die Felsköpfe unter der Scharte 
westlich des Muteck, in der Talstufe unter der obersten Alpe bilden. 
Hier ist mehrfach schon makroskopisch deutliche Schieferung zu sehen 
und wir erblicken im Dünnschliff Feldspate, die langgezogen sind bei 
stark welliger Auslöschung, und andere, die durch Zertrümmerung 
der Schieferung angepreßt sind. Dieser westliche Teil des Amphibol- 
sranits ist durchweg ärmer an Hornblende, die an manchen Stellen 
nur mehr spärlich in vereinzelten Splitterchen im Gesteine einge- 
streut ist. Es haben auch hier noch manche Teile ihre eugranitische 
Struktur bewahrt, doch sind auch sie alle hornblendeärmer. In einer 
dieser körnigen Stellen fehlt auch der Biotit vollständig. 

In diesem westlichen Teile des hornblendehaltigen Gesteines findet 
eine innige Verzahnung mit den Schiefern statt, welche die trennende 
Schieferzone bilden. Der Granit keilt in mehrfachen spitzen Zungen 
im Schiefer aus. Die südlich gelegenen Granitzungen bestehen aus 
den eben beschriebenen hornblendehaltigen Varietäten, weiter gegen 
Norden treten aber auch ein paar solche von beträchtlicher Mächtigkeit 
auf, die aus dem Biotitgranit des nördlichen Teiles bestehen. An einer 
Stelle liegen Hornblendegranit und Biotitgranit dicht aneinander, ohne 
daß aber ein wirklicher Ubergang vorhanden wäre. Immerhin nähern 
sich die Abarten so, daß nur bei aufmerksamster Absuchung des 
Terrains und Prüfung des Gesteines die Unterschiede festzustellen 
sind. Ebenso weist das Abnehmen des Hornblendegehaltes in diesem 
Teile darauf hin, daß keine bedeutende -genetische Verschiedenheit 
zwischen beiden vorhanden ist, sondern daß es sich um Spaltungen 
in einem und demselben Magma handelt. 

Die Schieferzone, welche den nördlichen vom südlichen Teile 
trennt, sowie die Schieferzungen zwischen den Granitkeilen bestehen 
zum größten Teil aus einem Schiefer, der das Aussehen der Phyllit- 
gneise besitzt, der Zusammensetzung nach aber ein Glimmerschiefer 
ist. Die Spaltflächen sind mit großen Glimmerschüppchen bedeckt, 
und zwar Muskovit und Biotit. Im Querbruche sieht man Quarz- 
lagen (2—4 mm dick). Im Dünnschliff findet man als Haupt- 
bestandteil Quarz in fein ineinander verzahnten Aggregaten, dann 
Biotit und Muskovit, vorwiegend in Lagen gesammelt, aber auch in 
den Quarzschichten, wenige Körner von Hornblende und ebensowenig 
Feldspat (zersetzt), akzessorisch Granat, Sillimanit, Epidot, Magnetit. 
Das Gestein zeigt keine Zeichen von Kontaktmetamorphose, weder in 
der Zusammensetzung noch in der Struktur, wohl aber kataklastische 
Erscheinungen. Am nördlichen Rande hat das Gestein noch ganz den 
Habitus der Granatphyllite — die Granate treten makroskopisch 
hervor — und auch am südlichen Rande bei den Granititen nähert 
sich das Gestein dem Granatphyllit im Aussehen. Ein Streifen Horn- 
blendeschiefer beteiligt sich, wie aus der Kartenskizze zu ersehen ist, 
auch an dieser Schieferzone. 

Es läßt sich annehmen, daß die ganze Schieferzone ursprünglich 
aus Gesteinen der Granatphyllitgruppe bestand, daß aber durch den 
Kontakt zwar der Mineralbestand nicht geändert, wohl aber um- 
kristallisiert und später dann durch Druck kataklastisch umgestaltet 
wurde. So ließe sich das höher kristalline Aussehen erklären. Es ist 


[19] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 559 


aber auch möglich, daß die Schiefer schon primär eine höher kristalline 
Lage im Phyllit darstellten, wie solche verschiedenen Ortes zu beob- 
achten sind, da bei solehen Granitintrusionen ja oft keine Kontakt- 
metamorphose stattgefunden hat, zum Beispiel bei vielen Pegmatit- 
lagern; für diese Auffassung spricht der Mangel derartiger höher 
kristalliner Form in den anderen Teilen des Schiefermantels, und 
auch in einem Teil der Schieferzone selbst. 

Die Schieferzone ist ein im Granit ausspitzender Schieferkeil 
von besonders großer Ausdehnung, der in dem seitlich zwischen die 
Schiefer sich eindrängenden Magma stehen geblieben ist und bei der 
Auffaltung steil aufgerichtet wurde. Der Annahme eines Graben- 
bruches, der eine Schieferzone dergestalt in den Granit eingebettet 
hätte, steht die innige Verknüpfung von Granit und Schiefer entgegen. 

Zu erwähnen ist schließlich noch, daß an der Hangendgrenze des 
Granits der oberen Kuppelwieseralpe auch einige kleine aplitische 
Gänge den Schiefer durchbrechen. 


b) Granit des Kellerbergs. 


Dieser Granit breitet sich am Nordfuße der Hochwart (Ulten— 
Vintschgauerkamm, 2607 m) aus, in den als Kellerberg im Volksmunde 
bezeichneten Hängen (Nörderberg der Generalstabskarte). Er reicht 
von dem Quellengebiete des bei dem Bauernhofe Forst bei Tschirland 
ins Etschtal mündenden Grabens bis zu dem Felskamme (Punkt 2057 m), 
der die beiden Ursprungstäler des Kellerberggrabens teilt. Auch er 
ist ein langgestreckter Rücken, der aber durch die Erosion entzwei- 
geschnitten ist. Die Hauptmasse des Gesteines befindet sich westlich 
des Kellerberggrabens. Vermöge seiner hohen Lage an und ober der 
Waldgrenze ist er gut aufgeschlossen und es ist von diesem Vor- 
kommen mehrfach das Liegende und Hangende zu sehen. Das beste 
Bild erhält man an den felsigen Köpfen, welche den Forstergraben 
oben abschließen.- Die umstehende Skizze {fFig. 2) zeigt, wie ‚sich der 
Schiefer oben ganz flach dachförmig über den Granit legt. Er wölbt 
sich gegen Westen abwärts, die Westgrenze ist nur teilweise er- 
schlossen; man sieht dann sehr steil stehende Schiefer als Grenze. 
Das Liegende des Granits, im Forstergraben bilden Pbyllite, die mäßig 
steil bergein fallen. Gegen Osten unterbrechen die großen Schutt- 
halden und alten Moränen des westlichen Ursprungs des Kellerberg- 
srabens den Zusammenhang; nur vereinzelt sind an der Talschwelle 
anstehende Granitfelsen zu sehen, erst am Felskamm (Punkt 2057 m) 
liegen wieder vollständige Aufschlüsse vor: An der Basis des Fels- 
kammes hat man im vorderen Teile desselben gneisähnliche Schiefer 
in sehr flacher Lagerung, höher oben treten hauptsächlich Hornblende- 
gneise (stellenweise granathaltig) auf. Diese fast horizontal liegenden 
Systeme von Schieferschichten sind aber hin und wieder von Granit 
durchzogen, der sich sowohl lagenweise zwischen die Schichten legt, 
als auch Apophysen und kleine Gänge quer durch die Schiefer ent- 
sendet. Diese Gänge sind stellenweise Aplit, auch reine Quarzgänge 
kommen vor; daneben tritt Muskovitpegmatit mit Schörl in Adern auf, 
die im Gestein verfließen. An einer Stelle wurde auch eine Zerlegung 

Jahrbuch d. k. k. gcol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd.. 3. u. 4. Hft. (W. Hammer.) 72 


560 Dr. W. Hammer. [20] 


des Granits von der Art beobachtet, daß er als Aplit erscheint, in 
dem aber Schlieren, die ganz aus Biotit bestehen, und Nester von 
(Quarz eingebettet sind. Weiter südlich nimmt der normale Granit 
den ganzen Kamm ein und dort, wo der Felskamm an den breiten, 
vom Hauptkamm nördlich hervortretenden Rücken anschließt, legt sich 
als Hangendes dünnplattiger Muskovitgneis darüber und über ihn 
stark phyllitischer zweiglimmeriger Gneis. Der vordere Teil dieses 
Kammes bietet also ein Bild der seitlichen Verzahnung eines Lakkolithen 
mit dem umgebenden Gesteine. 

Die hangenden Schiefer sind im S und SO des Granitlakkolithen 
durch Gänge von Granatporphyrit durchbrochen. Ebenso treten im NW 
zwischen dieser Granitintrusion und den granitischen Intrusionen im 
Schleidertal Granatporphyrite auf. 


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Ansicht eines Teiles des je mit dem Schieferdach; zwischen Granit 
und Schiefer eine aplitische Randzone. 


Der Kellerberggranit ist dem Kuppelwiesergranitit petrographisch 
sehr ähnlich, ja fast gleich. Es ist ein grobkörniges Gestein von grani- 
tischer Struktur, ganz wie dort (makroskopische Korngröße 2—4 mm). 
Man unterscheidet leicht mit freiem Auge den glasiggrauen Quarz und 
den mehr weißlichen Feldspat und als dritten Bestandteil den Biotit, 
der aber hier beträchtlich reichlicher vorhanden. Ich führe hier 
gleich das am Dünnschliff gewonnene Auszählungsergebnis an; es ist: 
55-40), Feldspat, 26°8°/, Quarz, 15°/, Biotit, 2:20), Granat, 0 6°), Erz 
(Magnetit sehr wahrscheinlich). Im Vergleiche mit dem Kuppelwieser- 
gesteine sieht man, daß der Zunahme des Biotits hier eine Abnahme 
des Feldspates entspricht; der Quarzgehalt ist in beiden fast ganz 
gleich. Die Feldspate sind, wie sich im Dünnschliff bestimmen läßt, 
Orthoglas und Oligoklas, letzterer noch vorherrschend, doch ist der 
Orthoklas hier stärker vertreten als im Kuppelwiesergestein. So wie 
dort sind auch hier die Feldspate in großen, vollständig xenomorphen 


[21] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 561 


Körnern entwickelt, die Oligoklase zeigen eine sehr feine Zwillings- 
lamellierung; der Orthoklas ist meist dicht durchspiekt mit Muskovit 
und Zoisit. Zwischen den Feldspatkörnern ist oft ein „Mörtel“ aus 
sanz feinen Feldspat- und Quarzkörnern. An einer mehr randlich 
gelegenen Partie ist dies so stark ausgebildet, daß makroskopisch 
der Anschein einer porphyrischen Struktur hervorgerufen wird, im 
Dünnschliff sieht man aber, daß es nur auf einer starken Entfaltung 
jener Mörtelstruktur beruht. Der Quarz tritt außer in diesem „Mörtel“ 
auch noch in Nestern von gröberem Korn, mit zackigen Rändern in- 
einandergreifend, auf. Der Reichtum an Biotit wurde schon oben er- 
wähnt. Auch Granat ist hier mehr und in größeren Körnern vor- 
handen als im Kuppelwiesergestein und wurde daher auch noch sein 
Prozentgehalt berechnet. Als Nebengemengteile finden sich Magnetit, 
Apatit und Zirkon; letztere beide als erstgeboren in den anderen 
Gemengteilen eingeschlossen. 

In analoger Weise wie im Kuppelwiesertale tritt auch hier eine 
hornblendeführende Abart auf; sie ist aber hier nicht so deutlich 
geschieden von dem Normalgesteine, beziehungsweise die lokalen Ver- 
hältnisse lassen eine solche Konstatierung nicht zu. Ich fand sie sowohl 
an der Ostseite des westliehen Begrenzungskammes des Kellerberg- 
grabens als an der Talschwelle dieser obersten Talweitung. An dem 
schon durch sein höheres spezifisches Gewicht auffallenden Gesteine 
sieht man neben dem etwas zurücktretenden Biotit als zweiten dunklen 
Bestandteil ganz unregelmäßig geformte schwärzliche Hornblendesplitter 
von 2-10 mm Länge bei geringer Breite. Die Feldspate sind die 
gleichen wie im Hauptgestein, auch die anderen Bestandteile sind 
gleich (Granat hier in Kriställehen); die Hornblende zeigt a hell- 
graugelb, b bräunlichgrün, c bläulichgraugrün. An der Grenze gegen 
den Schiefermantel wurde an mehreren Stellen ein aplitischer Rand 
der Granititmasse beobachtet. An dem oben abgebildeten Köpfl ist 
diese Randzone 1—2 m mächtig, aber an anderen Stellen wieder 
schwindet diese Randausbildung auf 05 cm Mächtigkeit herab. 

Die Schiefergesteine, welche an den Granitit grenzen, zeigen 
durchweg einen hochkristallinen Habitus, das in der obigen Skizze 
dargestellte Gestein über dem Granit sieht makroskopisch wie ein 
biotitreicher Gneis aus, die Schiefer vom Felskamm (Punkt 2057 m) 
besitzen den Habitus von Glimmerschiefern ; man sieht auf den Spalt- 
flächen große Glimmerschuppen, im Querbruche dicke glasige Qarz- 
lagen zwischen den Glimmerflasern und Lagen. Auch große Granat- 
körner sind darin partienweise in Menge zu sehen. Untersucht man 
die Gesteine mikroskopisch, so erhält man auch wieder das Bild 
hochkristalliner Glimmerschiefer: man sieht wechselnde Lagen von 
Quarz und von Glimmer. Das Korn ist ein sehr grobes, die Glimmer- 
blättchen erreichen eine Größe, wie sie in den Gneisen dieser Gegend 
sonst nirgends zu finden ist. Es ist Biotit und Muskovit vorhanden, 
ersterer wohl vorwaltend. Manche Partien der Kontaktgesteine bestehen 
fast ausschließlich aus solchen Glimmern !). Dabei tritt zwischen den 


!) Bildung glimmerreicher Gesteine als Zeichen von Kontaktbildung unter 
Druck: siehe Weinschenk, Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 1902. 


72* 


5692 Dr. W. Hammer. [22] 


sroßen Täfelchen ein wirres Aggregat ganz kleiner Glimmerschüppchen 
auf. Der Quarz ist reich an Flüssigkeits- und Gaseinschlüssen, die 
sich in Linien quer zur Erstreckung der Quarzlagen anordnen; die 
Aggregationsweise der Quarzkörner ist ganz wie die in den Schiefern, 
ein Mosaik fein ineinander verzahnter, gelegentlich etwas länglicher 
Körner. Feldspat ist gar keiner oder nur sehr wenig zu finden. Stets 
ist Granat mehr oder weniger vorhanden. Er ist in den einen Schliffen 
in kleinen Kriställchen, in anderen (von Gesteinen mit makroskopisch 
sichtbarem Granat) im unregelmäßigen Körnern und Splittern aus- 
gebildet, die Biotit, Quarz und Erz einschließen. Die Schieferlage, die 
in der Skizze abgebildet ist, ist auffallend reich an Illmenit und Leu- 
koxen. Letzterer bildet sehr kleine länglichrunde, sehr stark licht- 
brechende Körnchen, die sich meistens ährenartig aneinanderreihen ; 
man sieht auch, daß manchmal mehrere solche Ahren sich neben- 
einanderlegen. An manchen Stellen ist im Innern der Ähre noch 
Illmenit als Füllung zu sehen. Der Leukoxen zeigt hohe Interferenz- 
farben und schiefe Auslöschung; im auffallenden Licht sieht man den 
charakteristischen weißgelben Ton. Das Gesteinspulver ergab bei der 
Prüfung mit Kaliumbisulfat und Wasserstofisuperoxyd einen sehr starken 
Titangehalt, der der durch Zählung erhaltenen Zahl von ungefähr 
10°/, Leukoxen und Illmenit entspricht. 

Auch der Hornblendegneis wurde an einem Kontaktstücke mit 
Granit mikroskopisch untersucht. Der Kontakt ist ganz unscharf; 
stellenweise ist die Hornblende des Schiefers zipfelartig in den Granit 
hineingezogen. 

Der Schiefer ist sehr hornblendereich, Feldspat ist wenig und 
Quarz noch weniger vorhanden. In sehr großer Menge ist Titanit in 
Ameiseneierform verstreut im Gestein. Das Gestein im ganzen und 
dessen einzelne Bestandteile haben durchaus das gewöhnliche Aus- 
sehen der Hornblendeschiefer, ohne daß von Kontaktwirkungen seitens 
des Granits etwas zu spüren wäre. Letzterer selbst ist am Kontakt 
slimmerfrei. 

Trotzdem in den Schliffen und im Felde in diesen Gesteinen 
keine typischen Kontaktmineralien und Kontaktstrukturen entdeckt 
wurden, so bin ich doch der Meinung, daß alle diese hochkristallinen 
(resteine, welche den Granit umbüllen, durch Kontakt umgewandelte 
Phyllite sind. Einesteils spricht im Mineralbestand der Mangel (oder 
die Seltenheit) des Feldspates dafür; der Gehalt an großen Granaten 
erinnert auch an die Phyllite des Hauptkammes, in denen auch Horn- 
blendeschiefer eingelagert vorkommen. Vor allem aber gehen gegen 
Westen diese Schiefer im Streichen in die typischen Granatphyllite 
über, auch im Liegenden des Granits kommen wieder die Phyllite 
zutage, so dab hier der Granit ganz in diese eingebettet erscheint. 
Gegen Osten folgt im Streichen ein Schiefer, der in der Mitte zwischen 
Phyllit und phyllitischem Gneis steht, so daB man ihn weder ersterem 
noch letzterem sicher zuteilen kann. Der Mangel an Feldspat wurde 
deshalb als Grund für obige Meinung angeführt, weil die phyllitischen 
Gneise beträchtlich Feldspat enthalten und dort, wo sie feldspatarm 
sind, gleich auch einen mehr phyllitischen Charakter annehmen, wie 
zum Beispiel an der unteren Grenze der Hauptkammphyllite. Gesteine 


[23] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 563 


von derartigem kristallinen Habitus, wie jene Kontaktgesteine ohne 
Feldspat als wesentlichen Gemengteil, kommen hier sonst nicht vor. 

Dieser Kontaktmantel des Granits ist übrigens ein wenig mäch- 
tiger, überall kommt man sehr bald zu den unveränderten Gesteinen. 
An der südlichen Grenze, also an der Decke des westlichen Teiles, 
schätze ich diese Kontaktzone auf höchstens 50 m. 


c) Unterer Granit im Forstergraben. 


Diese und die folgenden Granite sind etwas geringer an aufge- 
schlossener Ausdehnung und sind wegen ihrer Lage in den tieferen 
Gehängen weit weniger gut sichtbar und erforschbar als die vorher- 
gehenden. Es ist daher auch nicht so viel über sie mitzuteilen. 

Der Graben, der hinter dem Bauernhofe Forst bei Tschirland ins 
Vintschgau mündet und dessen Quellen aus dem Kellerberggranit 
entspringen, durchschneidet in seinem mittleren Teile zwischen den 
Höhenlinien 1000 und 1200 m eine Granitmasse, die beiderseits bis 
zu dem begrenzenden Bergrücken hinaufreicht. Das Liegende bildet 
der phyllitische Gneis, der hier größtenteils die Gehänge bildet und 
auch keine Veränderung am Kontakt zeigt. Im Hangenden treten 
Granatphyllite auf, ein ganz isoliertes Vorkommen, da gleich darüber 
wieder der Phyllitgneis kommt und auch östlich und westlich keine 
Fortsetzung derselben gefunden wurde. Auch an ihm ist keine Kontakt- 
umwandlung zu sehen. Gegen Osten greift der Granit zackig in die 
Phyllitgneise ein. 

Der Granit ist nicht durch die ganze Masse konstant in Zusammen- 
setzung und Struktur. Großenteils ist er als mittelkörniger (etwas 
feineres Korn als am Kellerberggranitit) Biotitgranit ausgebildet, im 
oberen Teile nimmt das Gestein durch Hervortreten besonders eroßer 
Feldspate einen porphyroiden Charakter an, gleichzeitig tritt Muskovit 
neben Biotit auf und endlich beobachtete ich auch bei allen diesen 
Graniten aplitische Abarten. Übrigens zeigen die Feldspate schon in 
der granitischen vorherrschenden Ausbildung eine Neigung zu ein- 
sprenglingsartigem Hervortreten. Unter dem Mikroskop zeigen diese 
Feldspate ganz xenomorphe Formen. Hier sind nun die Kalifeldspate 
deutlich vorwiegend an Menge gegenüber dem Plagioklas, wir haben 
also einen eigentlichen Biotitgranit vor uns. Neben großen Orthoklas- 
körnern, die durch ihre Auslöschungsschiefe und die Lichtbrechung 
deutlich erkennbar sind, tritt hier auch Mikroklin in geringer Menge 
auf. Der Plagioklas ist wieder ein saurer Oligoklas. Quarz ist viel 
vorhanden; auch myrmekitische Einwachsungen im Orthoklas kommen 
vor. Glimmer ist ziemlich wenig vorhanden, Muskovit scheint nur 
sekundär aufzutreten. Granat ist hier wie früher ein ständiger Neben- 
gemengteil. Die porphyroide Ausbildung zeigt nun auch im Feldspat- 
gehalt einen Unterschied: hier ist Mikroklin der herrschende Feldspat; 
er zeigt vorzüglich entwickelte Gitterstruktur, oft aber nicht über die 
ganze Fläche, sondern nur fleckenweise. Karlsbader Zwillinge mit der 
charakteristischen Auslöschung von 15° wurden auch beobachtet. Dabei 
treten strahlig angeordnete Quarzeinwachsungen auf; in einem Karls- 
bader Zwilling laufen diese Strahlen symmetrisch gegen die Zwillings- 


564 Dr. W. Hammer. [24] 


naht zusammen. Orthoklas tritt ganz zurück dagegen. Ein Querschnitt 
wurde mit schön entwickelter Mikroperthitstruktur gefunden. In geringer 
Menge finden sich endlich noch kleine Körner eines sauren Plagio- 
klases. Auch dieses Gestein ist glimmerarm, Muskovit ist aber neben 
Biotit auch primär vorhanden. In deutlicher Weise offenbaren sich 
die Einwirkungen des Gebirgsdruckes: der Quarz ist oft in mörtel- 
artig feine Aggregate zerdrückt, besonders aber sind an den Mikroklin- 
gittern schön mannigfache Verbiegungen zu beobachten. 


d) Granit im Schleidertal. 


Nahe benachbart mit den vorbeschriebenen Graniten tritt ein 
solcher auch im Schleidertal auf, das bei Tschirland ins Etschtal 
mündet. Er wird in der Talrinne vom Bach angeschnitten zwischen 
den Höhenlinien 1200 und 13500 und ist gegen Nordost bis zum 
Kamm hinaus zu verfolgen, während er gegen Westen im untersten 
Teile des Gehänges endet. Eine kleine Granitmasse tritt im nord- 
östlichen Gehänge unter ihm auf und zwei langgestreckte schmale 
Zonen kommen ober ihm zutage, die eine am Rande der Talterrasse 
bei Punkt 1772 m im südöstlichen Zuflußgebiete des Schleidertales, 
die zweite etwas höher oben an demselben Gehänge. 

Die Gesteine der großen Granitmasse sind petrographisch dem 
Granit im Forstergraben entsprechend. Es ist ein echter Biotitgranit, 
denn seine Feldspate sind Orthoklas, Mikroklin und Oligoklas; der 
Glimmer ist Biotit; der vorhandene Muskovit ist größtenteils sekun- 
dären Ursprunges. Die Kalifeldspate zeigen perthitische Fasern, und 
zwar fransenartig längs dem Rande. Auch myrmekitischer Kalk findet 
sich in ihnen vor. Sonst ist der Quarz in Menge vorhanden in den 
bekannten Körneraggregaten. Die großen Feldspate lösen sich oft in 
Aggregate kleinster Körnchen auf, die dann zwischen den großen 
Körnern mörtelartig eingeschlossen liegen. Trotz diesem Zeichen der 
Zertrümmerung ist weder am Feldspat noch am Quarz wellige Aus- 
löschung zu sehen. 

Deutliche Spuren starker Umformung zeigen die schmalen Granit- 
streifen im höheren Teile des Gehänges. Hier hat man schon makro- 
skopisch das Bild eines ausgewalzten und gestreckten Gesteines vor 
sich. Auf den Bruchflächen der einen Richtung erscheinen große, 
ungefähr isodimensionale rundliche oder viereckige weiße Feldspat- 
anschnitte und viele kleine solche und etwas länglich lagenförmige 
wellige Anschnitte; in der darauf senkrechten Richtung dagegen sieht 
man sehr lang hinziehende, ganz dünne weiße Lagen zwischen den 
dunklen Glimmerlagen und gelegentlich langgestreckte Augen; an der 
Kante kann man sehen, wie die nahe isodimensionalen Anschnitte der 
einen Seite sich als lange Flasern durch die andere Fläche hinziehen. 
Unter dem Mikroskop sieht man den Feldspat in Lagen durch den 
Schliff ziehen, die aus ganz feinen Körnchen des Feldspates bestehen, 
selten sieht man (in Anschwellungen der Lagen) noch Stückchen von 
Mikroklin und Orthoklas. Neben diesen Feldspatzonen treten dann 
solche auf, die ausschließlich aus Quarz bestehen, und solche, die 
aus Biotit mit wenig Feldspat und Quarz zusammengesetzt sind. 


[25] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 565 


Hier tritt übrigens auch Leukoxen wieder in ähnlichen ährenförmigen 
Gruppen auf, wie früher beim Kontaktgestein vom Kellerberge be- 
schrieben wurde. ? 

Das Gestein ist vorwiegend einer Streckung unterworfen worden 
und dabei sind die Feldspate in die Länge gezogen und unter gleich- 
zeitiger Zertrümmerung in kleine Körnchen zu Lagen, beziehungsweise 
schmalen Streifen gewalzt und gestreckt worden. Es stehen ja auch 
im nicht gestreckten Gestein und — wie oben beschrieben — auch 
in den ganz normal struierten anderen Graniten dieser Gegend die 
Feldspate durch ihre Größe den anderen Bestandteilen weit vor 
und so entsteht dann hier eine den Augengneisen sich nähernde 
Strukturform. 


e) Granit von Saönt. 


Schließlich ist hier noch ein Vorkommen im Rabbital anzuführen, 
nämlich auf der Alpe Saönt. Es werden die die Alpe umschließenden 
Wände größtenteils von diesem zweiglimmerigen Granit aufgebaut, 
welcher sich gegen Ost und West weit ins Gehänge hinein fortsetzt. 
Im Kerne ist er grobkörnig und massig struiert, gegen den Rand zu 
wird er feinkörnig und schiefrig (Lagengneis), wodurch die Grenze 
. gegen den Phyllitgneis, der ihn unter- und überlagert, unscharf wird. 
Die schiefrige Randzone im Hangenden ist aplitisch. 


Anhangsweise ist noch eine kleine Intrusion von zweiglimmerigem 
Granit am Südhange des Hochwart im Falkomaitale zu erwähnen. 


Muskovitgranitgneis und Pegmatit. 


Ebenso wie im südlichen Teile der Ultener Berge, so bilden auch 
hier diese beiden Gesteinsarten eine eng verbundene Gruppe; ihre 
Ausbreitung ist aber hier, wenigstens was den Pegmatit anbetrifft, 
eine ungleich größere. 

Muskovitgranitgneise treten besonders an der Nordseite des 
Kammes, in den Vintschgauer Gehängen, auf. Es sind da vor allem 
zwei große Lager anzuführen: Das eine liegt an der Gabelung des 
Kellerberggrabens (gegenüber Naturns). Es reicht nach Ost und West 
bis auf die begrenzenden Bergrücken hinauf, die steile Grabensohle 
liegt durch 400 m Höhenintervall in ihm. Die größte Erstreckung OW 
ist 13 km. Eine kleine Masse, die beim derzeitigen Stand der Erosion 
selbständig erscheint, liegt etwas höher im Graben, gehört aber wohl 
dazu. Die zweite derartige Intrusivmasse erstreckt sich vom Tablander- 
wald — westlich der Tablanderalpe, im Schleidertal — über den vom 
Maierguteck zum Markukberg ziehenden Kamm bei Punkt 2186 m bis 
zur Zirmtalalm. Auf jenem Kamm hat das Lager eine horizontale 
Mächtigkeit von rund 600 m. Die längste Erstreckung OW ist 1'7 km. 
Beide Lager haben im Kartenbild eine plump linsenförmige Gestalt. 
Ein Lager von geringerer Mächtigkeit als dieses, aber größerer Längen- 
ausdehnung erstreckt sich vom Rücken zwischen Pawigl und dem 
Klausbache (vorderes Ultental) unter dem Guggenbergalpl durch über 
mehrere Gräben hin bis gegen den Höferbach (Seitengraben des 
Falkomaitales), das heißt über ungefähr 3°5 im bei einer Durchschnitts- 


566 Dr. W. Hammer. [26] 


mächtigkeit von 250 m. Weitere kleinere Lagen finden sich im unteren 
Teile des Schleidertales, am Peilstein (ober St. Walburg) und an dessen 
Nordostkamm, am Hochwart (Falkomaital) und am Marlingerjoch (Lärsch- 
kogel). Die Lager am Peilstein liegen im Granatphyllit, das am Markuk- 
kamm an der Grenze von Phyllitgneis und Granatphyllit, die anderen 
vollständig im zweiglimmerigen phyllitischen Gneis. 

Der petrographische Habitus dieser Gesteine ist ganz gleich 
dem der Muskovitgranitgneise von Zoccolo (Mandrie), welche im ersten 
Teile dieser Arbeiten beschrieben wurden. Auch diese Granitgneise 
haben den Landschaftscharakter der Granite infolge ihrer schweren 
Verwitterbarkeit gegenüber den Schiefern und ihres massigen, groß- 
klotzigen Bruches. Auch sie haben im größeren Teile ihrer Erstreckung 
bei den kleinen Lagern ganz gneisige Struktur durch Parallelstellung 
und öfters auch flaserige Scharung des Muskovits. Am Markukkamm 
und auch bei anderen Vorkommen ist in größerer Ausdehnung eine 
quarzreiche, aplitische Ausbildung entwickelt, während im Kellerberg- 
graben wieder Schwankungen in der Richtung gegen die Pegmatite 
auftreten. Wo gneisige Struktur auftritt, ist die Schieferung parallel 
der der umgebenden Gneise. Eine durchgreifende Lagerung gegenüber 
dieser wurde nirgends beobachtet, auch keine Apophysen. 

Das Gestein vom Kellerberggraben untersuchte ich mikroskopisch. 
Es ist kleinkörnig, die Bestandteile allotriomorph; Glimmer, und 
zwar Muskovit, ist wenig vorhanden. Die Hauptmasse besteht aus 
Quarz und Feldspat. Als Kalifeldspate finden sich Mikroklin mit schöner 
Gitterstruktur und Orthoklas, letzterer mit Einlagerungen von Albit; 
zurückstehend an Menge gegenüber diesem Feldspat ist außerdem noch 
Oligoklas vorhanden. Sehr selten als Nebengemengiteil ist Granat zu 
. sehen. Die hohe Azidität und das Vorherrschen der Kalifeldspate 
scheidet diese Gesteine von den zweiglimmerigen Graniten dieser 
Gegend und zeigt ihre enge Beziehung zu den Pegmatiten. 

Pegmatite treten in sehr großer Menge im Vintschgau auf, 
aber auch im äußeren Ultental. Besonders schön entwickelt sind sie 
im Martelltal, dessen Tiefe in mächtige Lagermassen solcher 
Pegmatite eingeschnitten ist, während die höheren Berghänge sehr zahl- 
reiche ausgedehnte, geringmächtige Lager und querdurchbrechende 
Gänge in den Schiefern enthalten, besonders schön auf der Flimalpe. 
Es sind meist Muskovitpegmatite, die in den großen Lagermassen in 
Muskovitgranite und Aplite übergehen und so ihre enge Verwandt- 
schaft, ja Gleichheit teilweise mit den früher genannten Muskovit- 
granitgneisen dartun, daneben aber auch Turmalinpegmatite, Quarz- 
feldspatpegmatite und reine Quarzgänge. Ich habe von diesen Gesteinen, 
deren Lagerung, Kontaktmetamorphose etc. in den Verhandlungen der 
k. k. geologischen Reichsanstalt 1903, pag. 345 („Über die Pegmatite 
der Ortlergruppe®) eine eingehende Darstellung gegeben und verweise 
daher auf diese, statt hier näher darauf einzugehen. 


Tonalit. 


An der Südostgrenze des Gebietes tritt der Tonalitstock des 
Kreuzberges am Eingange des Ultentales auf. Da er nicht mehr zu 


[27] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 567 


diesem Rabbijoch— Marlingerkamm gehört, sondern nur an dessen Fuß 
ansteht, ist hier nicht näher darauf einzugehen. Es liegt über ihn 
die eingehende Bearbeitung von U. Grubenmann!) vor und die 
Kontaktzone an den Schiefern des Ultenkammes wurde von E. Künzli?) 
genau untersucht und beschrieben. Bei der Aufnahme des südwestlichen 
Viertels des Blattes Meran wurden wesentliche Abweichungen in der 
Ausdehnung des Tonalits gegen SW von den Angaben Künzlis 
getroffen. Diese neuen Befunde beziehen sich aber auf den süd- 
westlichen Teil der Tonalitmasse, der vollständig außerhalb des hier 
zu behandelnden Gebietes liegt, und werden später eigens mitgeteilt 
werden. Am Nordrande des Kreuzbergmassivs stimmen meine Beob- 
achtungen im Felde, soweit sich die Kontaktverhältnise makroskopisch 
verfolgen lassen, mit den Angaben Künzlis überein. Mikroskopische 
Untersuchungen machte ich keine mit Rücksicht auf die vorliegende 
genaue Bearbeitung. 


Diorit und Porphyrite. 


In dem Tale „in der neuen Welt“ und auf der Weißbrunner Alpe, 
also an den Quellwurzeln des Ultentales, treten Diorite auf; Porphyrite 
sind besonders auch in dieser Gegend, außerdem aber im ganzen 
Rabbijoch—Marlingerkamm reichlich vertreten, und zwar treten Horn- 
blendeglimmerporphyrite, Granatporphyrite, Quarzglimmerporphyrite 
und aplitische Porphyrite auf. Über diese Gesteine und über die Diorite 
habe ich im Jahrbuch 1903, I. Heft, eine eingehende Schilderung 
veröffentlicht und verweise daher auf diese. 


D 


II. Tektonik. 


Die Faltenzüge, welche den nördlichen Teil des Ultener Gebietes 
aufbauen, schließen sich unmittelbar an die des südlichen Teiles an. 

Das tektonische Element, das die Verbindung beider Teile bildet, 
ist die „Ultentalantiklinale*, wie ich im ersten Teile die Schichten- 
antiklinale nannte, die das Kirchbergtal als Luftsattel überwölbt. Die 
am Nagelsteinkamm NO— SW streichenden und NW einfallenden 
Gneise und Quarzite bilden den Nordschenkel, dem die ähnlichen 
südfallenden Schichten auf den Gehängen der Klapfberger Kachel- 
stuben als Südschenkel gegenüberstehen. Hier wie dort sind Quarzite 
im Gneis eingelagert; die Kalke des Kirchbergtales sind im Nord- 
schenkel nicht mehr entwickelt. Dieses Gewölbe setzt sich dem 
allgemeinen Schichtstreichen entsprechend längs der Sohle des Uiten- 
tales gegen NO zu fort. In ganz ähnlicher Weise aber, wie es von 
den südlichen Faltenzügen gezeigt wurde, ist auch diese Falte gegen 
NO zu enger zusammengepreßt; es ist kein deutlicher Scheitel mehr 


!) U. Grubenmann, „Über den Tonalitkern des Iffinger bei Meran“. 
Mittlgn. d. naturforschenden Gesellsch. in Zürich. XLI, 1896, 340. 

?) E. Künzli, „Die Kontaktzone um die Ulten-Iffingermasse bei Meran“. 
Tschermaks min. Mittlgn. 1899, 412. 


Jahrbuch d, k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Hammer.) 73 


568 Dr. W. Hammer. [28] 


zu sehen. An der Schlucht des Mesnerbaches bei St. Nikolaus ist 
noch ein steiler Sattelbau der Schichten erkennbar, bei St. Walburg 
dagegen bilden die Hänge nur mehr seiger stehende und nach N 
überkippte Schichten. Hier treten wieder Kalke in diesem Horizont 
auf. Auch weiter gegen NO zu ist nichts mehr von einem antiklinalen 
Bau zu bemerken; die sonnseitigen Gehänge des Ultentales werden von 
mehr weniger nordwestfallenden Schichtkomplexen der Gneisformation 
gebildet; diese sind es auch, welche über dem Tonalitkerne am Ein- 
gange ins Ultental liegen und vom Etschtal angeschnitten werden. 


Marlinger Joch 


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Profil 3 
gn. Gemeiner zweiglimmeriger Gneis. — pgn. Phyllitischer Gneis. — g. Quarzite. 
— K. Kristalliner Kalk. — h. Amphibolit. — Ph. Phyllit. — P. Pegmatit. — 


Mgn. Muskovitgranitgneis. — to Tonalit. 


In Profil 2 ist zu berichtigen: „Dornsberg“ statt „Domberg“ und (auf der rechten 
Seite des Profils) % statt «a. 


An das Gewölbe des Nagelsteinkammes gliedert sich nordseits 
die Mulde der Weißbrunner Alpe an, eine sehr flache Schichtenmulde. 
An dem innersten Teile des Nagelsteinkammes liegen hier auf den 
Gneisen bereits die Phyllite und ihre rostigen Quarzite und diese 
bilden in ihrer muldenförmigen Lagerung den Gleckkamm; der Kamm 
Gleck — Schwärzerjoch liegt in Südschenkel der Mulde, der zum 
Eggenspitz aufsteigende Kamm im Nordflügel. Die ganze Talform 
schließt sich hier im innersten Winkel des Ultentales der Schicht- 
lage an. Wo die Falschauer in tiefem Sturz von den Almboden in 
die waldige Talschlucht hinter St. Gertraud hinabstürmt, schneidet sie 
noch tief in die Gmneisformation hinein, einförmige zweiglimmerige 
Gneise ans Licht bringend. 


[29] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 569 


Der Mittelschenkel dieser „Ultentalfalte“, aus den Gneisen des 
Nagelsteinkammes bestehend, richtet sich nach seinem Übeftritte auf 
das sonnseitige Gehänge des Tales steil auf; er bildet den einen 
Schenkel jenes obenerwähnten steilen Gewölbes ober St. Nikolaus. 
Der nördliche Muldenschenkel aber bildet mit seinen flachen Schichten 
die Gehänge der Pilsbergalpe, der Tuferalpe und der Kaserfeld- 
alpe, kurz die Waldhänge und untersten Almhänge talaus bis gegen 
St. Nikolaus. Auf den hangenden Gneisen liegen hier immer noch die 
Phyllite. An diesen Muldenbau schließt nordseits nun ein mächtiger 
Gewölbebau an, dessen Südschenkel dem Nordschenkel jener Mulde 
entspräche. Zwischen Mulde ‚und Gewölbe schieben sich hier aber 
Störungszonen ein, die aus Überfaltung hervorgehen. Nur an den 
weiten Hängen des Schwemmberges scheint Mulde und Gewölbe 
kontinuierlich ineinander überzugehen. 

Jene Störungszone beginnt an dem schroffen Felsbau der beiden 
Eggenspitzen. Die Phyllitschichten der großen Weißbrunner Mulde 
richten sich, je näher man dem vorderen Eggenspitz kommt, immer 
steiler auf, von kleineren Schwankungen abgesehen; an dem Felsgrate 
zwischen vorderem und hinterem Eggenspitz klettert man anfangs noch 
über diese steil südfallenden Schichten, dann aber kommen nord- 
fallende Schichten, der Gipfel des hinteren Eggenspitz wird wieder 
von flach südfallenden Schichten gebildet, am Nordgrat aber neigen 
sich die Schichten dann wieder nördlich, wie auch die Schichten auf 
der Sternaialpe gegen das Saöntjoch zu liegen. In der Fortsetzung 
gegen NO nimmt diese enge Zusammenfaltung in der Gipfelregion 
der Eggenspitzen aber durchaus bruchartigen Charakter an. An dem 
Kamme, der die Tuferalpe von der Flatschbergalpe trennt, stoßen an 
die sehr flach südfallenden Phyllite der Mulde eingeklemmte Schicht- 
pakete, die einen steil nordwestfallend, die anderen seiger stehend, 
und ebenso verwerfungsmäßig stoßen von ihnen die anfangs ziemlich 
steil, später flacher südostfallenden Phyllite ab, welche zum Schenkel 
des nächsten Sattels gehören. Ober der Flatschbergalpe ist diese 
Bruchzone noch deutlich zu bemerken, auf den öden kahlen Hängen 
des Steinberges und Kaserberges ist aber in der Fortsetzung im 
Streichen von dieser Bruchzone nichts deutliches mehr zu bemerken; 
wohl aber tritt weiter südlich am Steinberg noch einmal für kurze 
Zeit eine Steilstellung der Schichten ein, die unvermittelt zwischen 
die darüber und darunter flach am Hange sich senkenden Schichten 
den Charakter einer parallel jener verlaufenden Störungszone hat. 
Die weiten Alphänge des Schwemmberges aber werden von den 
konform dem Gehänge flach südfallenden Schichten gebildet, die dem 
ganzen Berge seine Form, sein Aussehen und auch seine Wasserarmut 
gegeben haben. Erst tief unten bei den Höfen Grubberg, Vogelegg und 
darunter treten — durch aufschlußlose Vegetationshänge getrennt — 
plötzlich die steilstehenden Schichten auf, in deren westlicher Fort- 
setzung jenes steile Gewölbe ober St. Nikolaus liegt. Jene Störungs- 
zone, die vom Fggenspitz her gegen NW zieht, verliert sich also 
südöstlich des Hasenohr, ebenso eine kleine parallele weiter südlich 
und am Schwemmberge bilden Mulden- uud Sattelschenkel eine zu- 
sammenhängende weite flach abwärts sich wölbende Platte. 

73* 


Dr. W. Hammer. [30] 


570 


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Die kristallinen Alpen des Ultentales. 


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572 Dr. W. Hammer. [32] 


Diese Aufwölbung der Schichten, von deren Südschenkel wir 
jetzt sprachen, zusammen mit der nördlich darangegliederten Mulde, 
besonders letztere selbst, bildet das besterkennbare und verfolgbare 
tektonische Element dieses Teiles und ist für den ganzen Bau sehr 
charakteristisch. Diese Falte, die man als „Kammfalte“ des Ulten— 
Vintschgauerkammes bezeichnen kann, liegt ganz im Bereiche der 
Phyllite. Diese liegen an ihrem Beginn am Ultener Hochjoch flach 
muldenförmig am Kamme des Gebirges und diese Mulde bleibt längs 
des ganzen Bergzuges hin erhalten, und zwar ist die Muldenmitte fast 
hin und wieder etwas auf seine Nordseite gerückt. Zwischen Hasenohr 
und Tuferspitz tritt sie auf die Südseite über und hier ist auch die 
Mulde mehr zusammengepreßt, während sie sonst, gerade zum Beispiel 
am Hasenohr, fast durchweg flach ist. Aber nach dem Tuferjoche 
verläuft die Muldenmitte der hier steil aufgerichteten Mulde wieder 
auf der Nordseite und zieht über die Aplitscharte ins obere Martelltal 
hinein. 

Die bei Beginn der Mulde im NO einen schmalen Streifen 
bildenden Phyllite greifen im oberen Falkomaital auf den Peilsteinkamm 
über, auch hier wie an der Südseite des Hauptkammes nordfallend. 
Doch zeigen die steil südfallenden Partien, die an der Schattenseite 
des Peilsteinrückens anstehen, daß diese mächtige Phyllitmasse nicht 
einfach die Fortsetzung des Südschenkels jener Mulde ist, sondern 
ein unregelmäßig angegliederter Flügel ist, der wahrscheinlich einem 
Absinken längs einer an der Nordseite des Peilsteinrückens ver- 
laufenden Verwerfung seine Angliederung verdankt. Dies kommt auch 
in der südwestlichen Fortsetzung, im Marschnelltale, zum Ausdruck, 
wo diese Phyllite steil südfallen und durch eine eingeklemmte schmale 
Zone von Gneis und Hornblendeschiefer von der Hauptkammulde 
getrennt sind. Hier im Marschnelltale endet diese Störungszone und 
es dürfte dies in Verbindung damit stehen, daß hier wieder solche 
NW--SO streichende Schollen und Verwerfungen auftreten. Im unteren 
Teile des Marschnelltales sind die Schichten in der mannigefaltigsten 
Weise durcheinandergeschoben und auf ganze kurze Strecken wechselt 
das Streichen zwischen NO—SW und NW-—SO und dazwischen 
gelegene Richtungen vielmals. 

Hier an dem das Marschnell- vom Koflraster- und Kuppelwiesertal 
trennenden Rücken, dem Riemerbergl, taucht zuerst das zur „Kamm- 
falte“ gerechnete, südlich angegliederte Gewölbe auf. Am Riemerbergl 
haben wir nicht mehr die gleichförmig gegen den Hauptkamm ein- 
fallenden Phyllite wie weiter nordöstlich, sondern die Schichten liegen 
fast söhlig, neigen sich bald nach der, bald nach jener Seite ein 
wenig. Schauen wir aber gegen SO, so sehen wir als Fortsetzung in 
der Tiefe des Kuppelwiesertales den mächtigen Granitintrusivrücken 
dieses Tales, durch die Erosion angeschnitten, als die Grundlage 
und darüber auf den beiderseitigen Kämmen die zu einem darüber- 
liegenden Gewölbe einander entgegenstrebenden Phyllite: links die 
mächtige nach S geneigte Schichtplatte des Schwemmberges, rechts 
den nordfallenden Südschenkel der Kammulde. Jedenfalls setzt sich 
der Granit noch beiderseits unter dem flach gewölbten Dache fort. 
Diese Schiehtwölbung läßt sich dann übers Hasenohr zum Südgrat 


[33] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 573 


des Tuferspitzes hin verfolgen. Aber auch sie wird hier, ebenso wie 
ihre Mulde, steiler emporgeschoben und in der weiteren südwestlichen 
Fortsetzung, wo ihr Scheitel nahe dem Gipfel des Zufrittspitzes hin- 
zieht, stehen beide Schenkel sehr steil aufgerichtet. In dieser Form 
setzt sie sich gegen das oberste Martelltal hin fort. In dieser Kamm- 
falte findet also ganz im Gegensatze zu allen südlichen Falten, die 
sich gegen NW zu erweitern, in dieser Richtung eine stärkere Zu- 
sammenpressung statt. Es kommt dadurch eine gewisse Kompensation 
in dem Zusammenschube des Gesamtquerschnittes zustande, dement- 
sprechend auch in den nördlichen Teilen des Gebietes das Streichen 
noch ein nordost- bis südwestliches oder ostnordost- bis westsüdwest- 
liches ist, während sonst ja ein Streichen der Schichten bei einem 
durchgehenden Auseinandertreten der Falten gegen SW in OW-Richtung 
eintreten müßte in den nördlicheren Falten. 

Es bleibt nun schließlich noch der Bau des Vintschgauergehänges 
zu erklären. Dies ist eine Aufgabe, die dem Geologen sehr wenig 
Erfolg bietet. Auf der ganzen Strecke vom Martelltal bis nach Meran 
hinab haben wir eine vorwiegend NO—SW und ONO—WSW streichende 
Schichtfolge vor uns, die fast durchweg in sehr steiler Stellung zu- 
sammengepreßt ist. Durch die wie ungeheure Knollen in den Schiefern 
steckenden granitischen Massen entstehen einerseits dadurch, daß die 
Schichten um sie herum aufgewölbt wurden, Veränderungen in jenem 
allgemeinen Streichen, zu denen andererseits noch die besonderen 
Störungen kommen, zu welchen die Einschaltungen derartiger harter, 
mehr widerstandsfähiger Massen in den leichter zertrümmerbaren oder 
verbiegbaren Gneisen bei der Zusammenfaltung Veranlassung gaben. 
Berücksichtigt man noch, daß auch hier jene im ersten Teile be- 
schriebenen Störungen in NW—SO-Richtung auftreten, so erhellt daraus, 
daß bei dem Mangel einer feineren stratigraphischen Gliederung in 
den Gneishorizonten es nicht möglich ist, ein sicheres Faltungsbild 
dieses Teiles zu geben. Es treten in dem einen Profil steile Anti- 
oder Synklinalen auf, die schon im allernächsten Profil nicht mehr 
oder nur sehr gezwungen wieder gefunden werden können. Meistens 
ist wohl die ganze Masse zu einem fast gleichförmig steil bergein 
fallenden Schichtpaket zusammengestaut. 

Ein Faltenrudiment dieser Hänge, das schon Stache!) auffand, 
ist jene nach Ansicht Staches unter die älteren Gneisphyllite ein- 
fallende Falte der Laaser Schichten. Betreffs meiner stratigraphischen 
Deutung siehe oben. Am deutlichsten ist sie an dem von Tarsch zur 
Tarscher Alpe führenden Weg erschlossen. Man sieht hier die Gneise 
und Pegmatite weiter außen am Hang flach bergein fallen, an den Hängen 
des Tarschergrabens aber steil zur Tiefe abbiegen bis zu steil nord- 
fallender Stellung. Eine gleiche Schichtbiegung sieht man im untersten 
Teile des Schlumsbachgrabens (bei Spineid). Weiter gegen NO und 
auch gegen SW zu ist diese Erscheinung nicht mehr erschlossen; das 
allseitige steile Bergeinfallen tritt an seiner Stelle auf. Immerhin 
können obige Aufschlüsse als Belege dafür dienen, daß die im Laaser 
Gebiete deutlich sichtbare überkippte Falte sich hierher fortsetzt. 


!) Verhandl. d. k.k. geol. R.-A. 1880, pag. 129. 


574 Dr. W. Hammer. [34] 


Am Marlingerjoch treffen die steil aufgerichteten Schichten der 
Nordseite des Gebirges mit den analogen der Ultener Sonnseite 
zusammen, eine gewaltige Synklinale bildend, deren Mitte dem Joch- 
kamme entlang läuft. Von St. Vigil zur schwarzen Lacke schneidet eine 
Verwerfung im NNO—WSW- Richtung die beiden „Schenkel“ von- 
einander ab; das ganze Nordostende- des Gebirges, das heißt das 
Gehänge ober der Töll, ist von zahlreichen kleinen NS verlaufenden 
Verwerfungen durchschnitten, die an der staffelförmigen Verschiebung 
der Pegmatite ober Josefsberg gut zu sehen sind. Man sieht übrigens 
schon an der Reichsstraße auf die Töll, wie dort der Gneis dicht 
von NS-Klüften durchschnitten ist. Die große Marlingerjochsynklinale 
ist wahrscheinlich auch keine einfache Mulde, sondern durch voll- 
ständig zusammengeklappte Falten kompliziert. 

Stache!) gibt an, daß längs der ganzen Vintschgauer Basis des 
Gebirges eine Bruchlinie verlaufen müsse wegen des Gegensatzes der 
beiderseitigen Talhänge. Es ist auch entschieden auffällig und dafür 
sprechend, daß von den Laaser Schichten am sonnseitigen Gebirgsfuß 
durchaus nichts vorhanden ist und ebenso umgekehrt auf der Südseite 
nichts von den mächtigen Augengneismassen, die auf jener Sonnseite 
eine Hauptgesteinsart sind. Nur bei Egartbad tritt ein grobkörniger, 
flaseriger, stellenweise der Augenstruktur sich nähernder Gneis auf, 
der ähnlichen Gesteinen auf der anderen Seite entspricht. Von der 
Töll nach dem Eingang des Passeiertales hin setzen sich dagegen die 
gleichen pegmatithaltigen Gneishorizonte ununterbrochen fort, die am 
Marlingerjoch anstehen. In der Nordostecke des Gebirges, am nörd- 
lichen Teile des Marlingerjoches, herrscht ein OW-Streichen vor, das 
im Gehänge ober Quadratsch in NNW-Streichen übergeht, so daß jene 
Augengneise der Texelgruppe noch hier herüberstreichen. Auch der 
Marmor ober Quadratsch zeigt noch NNW-Streichen. 

Im ersten Teile der Arbeit wurde eingehend über die eigen- 
artige tektonische Erscheinung berichtet, daß mitten in den NO—SW 
streichenden Faltenzügen Sehollen mit quer dazu liegenden Streichungs- 
richtungen auftreten, so am Monte Pin und Le Mandrie, am Rabbijoch 
und anderen Orten. Die Störungszone, die vom Rabbijoch bis Magras 
hinabzieht, den Unterlauf des Rabbitales bestimmend, bildet die geo- 
logische und geographische Grenze zwischen den zwei Abschnitten, 
in welche bei dieser Beschreibung der ganze Ultentaler Bergkranz 
geteilt wurde. Leider sind in der weiten Weideregion der oberen 
Caldeseralm die Aufschlüsse zu weit voneinanderliegend, um im 
einzelnen die Schollenbildung zu verfolgen. Der Rücken, auf dem die 
obere Caldeseralm steht, besteht aus einer eingesunkenen Scholle. 
Denn die Gesteine, welche sie zusammensetzen, sind Phyllite, die 
ihrem Habitus nach vollständig den Phylliten am Gleck entsprechen. 
In sie eingebettet am Bache, der vom Rabbijoch kommt und die 
Westgrenze dieser Scholle bildet, ist ein Lager von Bänderkalk und 
aplitischem Gestein, die total zertrümmert sind. Das Streichen der 
Schichten schwankt nahe um NS, das Fallen ist steil gegen O gerichtet; 
unter dem Hauptkamme werden sie quer abgeschnitten von der das 


E)Rlere: 


[35] Die kristallinen Alpen des Ultentales. 575 


sanze Rabbijoch und Saßforagebiet einnehmenden NO streichenden 
und sehr flach südfallenden Phyllitmasse mit ihren Quarzitlagen; gegen 
Osten stoßt die Scholle an eine Scholle von NW-—SO streichenden 
gemeinen Gneisen (mit Quarzit*und Hornblendeschiefer in gleicher 
Lagerung). Gegen SO zu, in dem östlichen Seitenarme des vom Rabbi- 
joch kommenden Tälchens, dreht sich das Streichen mehr gegen 
NO—SW; hier sind wieder Quarzite eingelagert, die eine brecciöse 
Struktur angenommen haben. Sie haben noch NNO—SSW-Streichen. 
Die Phyllite darunter haben schon NO —SW-Streichen. Ein Stück unter 
dem von der Alpe in den Graben hineinführenden Weg, also im ganzen 
unteren Teil des Grabens, wird aber dann wieder die Gneisformation 
angeschnitten, die zuerst feste grünliche, tiefer unten phyllitische 
Gneise zeigt, die beide die im Saßforagehänge herrschende sehr flache 
Lagerung besitzen. Da die oberen Gneise OW, die tieferen aber auf 
einmal NS streichen, läuft hier vielleicht die Fortsetzung jener Ver- 
werfung durch, welche die Phyllitscholle längs dem vom Joch kom- 
menden Bache von der Saßforagneismasse trennt und die in ihrer 
Richtung die Fortsetzung der Verwerfung im unteren Rabbitale bildet. 

Parallel dazu treten Verwerfungen und Störungen des Streichens 
im Gehänge ober Piazola, am Eingang in die Val Maleda und gegen- 
über deren Ausmündung ein. Infolge der dichten Bewaldung konnte 
ich sie hier nicht zusammenhängend beobachteu. Im Berghange west- 
lich Coller sieht man das Auftreten einer dieser Verwerfungen sehr 
gut an dem kniefömig gebrochenen Verlaufe der hier im Gneise 
liegenden Amphybolite. 

Im dem Ulten—Vintschgauer Bergzug treten derartige Erschei- 
nungen ebenfalls, aber seltener und in geringerer Ausdehnung auf. Die 
größte derartige NW-—SO streichende. Scholle dürfte die zwischen 
dem Teebrunnen ober Latsch und dem Zwölferspitz sein. Im unteren 
waldigen Terrain kommt sie durch die im Gneise liegenden mächtigen 
Pegmatitlager zum Ausdruck; am Zwölferspitz selbst ist ihre Um- 
grenzung durch Bruchlinien an der Scharte südöstlich der Spitze 
deutlich zu sehen; an der Schönen Blais sehiebt sich wieder eine 
NW-—SW streichende Schichtmasse ein, an dem nach NW absteigenden 
Rücken aber liegen wieder die plattigen großen Pegmatitlager parallel 
dem Kammverlaufe. Schon oben wurde als hierher zu zählend auch 
die verwirrte Schichtlage im unteren Teile des Marschnelltales an- 
geführt. Ebenso dürfte das NW—SO-Streichen ‘größerer Partien im 
obersten östlichen Quellast des Kellerberggrabens und im Schleidertale 
hierher zu zählen sein. In der Nähe der Granitlakkolithe entsteht 
aber auf ganz normale Weise durch die Form der Granitintrusion 
eine derartige Änderung im Streichen. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (W. Hammer.) 74 


576 Dr. W. Hammer. 


Inhaltsverzeichnis. 


Einleitung 
I. Gesteine und deheh Terbueiting, 
1. Phyllitgneisformation . . ...... u 
a) Zweiglimmeriger phyllitischer Gneis . 
b) Gemeiner zweiglimmeriger Gneis. . 
ec) Einlagerungen in den Gneisen . ß 
Nachtrag zur Stratigraphie der Be 
2. Die Laaser Schichten 
3. Phyllitformation 
4. Eruptivgesteine N 
Biotit- und An hkibeienanite PER 


.. 


a) Granitit und Amphibolgranit de Kulppelviekunleh ! 


b) Granit des Kellerbergs ; 
ec) Unterer Granit im Tossteroruhen 
d) Granit im Schleidertal 
e) Granit von Saönt. } 
Muskovitgranitgneis und Posenäiit: 
Tonalit 
Diorit und Ponphyritei. 


ll. Tektonik 


Erklärung zu Tafel XI. 


Fig. 1. Pegmatitlager im Schiefer in den Wänden über den unteren Flimsen. 


Fig. 2. Block mit Pegmatitintrusion im Schiefer. 


PER De Er Ze 


[36] 


Dr. W. Hammer: Ultental. Tafel XII. 


Autor phot. Fig. > 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 
Verlag der k.k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumofskygasse 23. 


Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 
Von A. Hofmann und A. Zdarsky. | 


Mit drei Lichtdrucktafeln (Nr. XIV—XVI) und einer Zinkotypie im Texte. 


Die Säugetierfauna aus dem Leobener Tertiär wurde bereits 
der öfteren Beachtung zuteil. Bereits Stur erwähnt sie in seiner 
Abhandlung „Über die neogenen Ablagerungen an der Mürz und Mur“ !) 
und eingehender beschreibt Redlich eine ganze Reihe von Funden 
aus dieser Lokalität?). Wenn wir daher dieses Thema wiederum be- 
rühren, so geschieht dies auf Grund neuerer Funde, welche zum Teil 
das bereits Bekannte bestätigen und ergänzen, zum Teil aber auch 
diese Fauna um einige interessante Spezies bereichern. 

Die Ablagerung des erwähnten Tertiärs schildert Redlich 
l. ec. pag. 1 u. ff. in ausführlicher Weise. Wir glauben daher von 
einer solchen Beschreibung Abstand nehmen zu können, indem wir 
auf jene Publikation hinweisen. Zu seinem Berichte über die Fund- 
stelle der beschriebenen Fossilien selbst haben wir noch hinzuzufügen, 
daß nicht nur die Sandsteinschichten des Versatzbruches nächst dem 
alten, jetzt verstürzten 'Tunnerschachte dieselben führen, sondern 
daß auch im Versatzbruche zu Münzenberg, von dem erwähnten etwa 
3), km entfernt, in eben demselben mergeligen Sandsteine, wie wohl 
seltener, Zähne, Knochen und dergleichen gefunden wurden, wie wir 
übrigens im Text zu erwähnen Gelegenheit nehmen werden. 

Bevor wir uns zur Beschreibung der einzelnen Fundstücke 
selbst wenden, entledigen wir uns noch der angenehmen Verpflichtung, 
dem Herrn L, Sterba, Direktor in Seegraben, sowie den Herren 
Bergingenieuren Fr. Mayer in Seegraben und Gustav Santarius 
in Münzenberg für die freundliche Unterstützung, die sie beim Auf- 
sammeln der Stücke uns zuteil werden ließen, den besten Dank aus- 
zusprechen. 


Dinotherium bavarıcum H. v. Meyer. 
Taf. XIV, Fig. 1-14. 


Der erste Fund einer kompletten Bezahnung dieser Art wird 
von Roger?) angeführt, kurz beschrieben, leider aber nicht abgebildet. 
Bacıdem, die uns vorliegenden Reste ohne Zweifel einem und dem- 


.) Jahrb: d. k. k. geol. R.-A. 1863. 

*) Sitzungsber. d. kaiserl. Akademie d. Wissensch. Wien 1898. 

>») OÖ. Roger, Über Dinotherium bavaricum H. v. Meyer. Palaeontographica, 
Bd. XXXIL 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanst., 1904, 54. Bd.,3.u.4. Hft. (Hofmann u. Zdarsky.) 74* 


GH 


TS A. Hofmann und A. Zdarsky. [2] 


selben Individuum angehören und zum Teil recht gut erhaltene Zähne 
aufweisen, so nehmen wir an, daß eine kurze Beschreibung und gute 
Abbildung der Bezahnung des Ober- und Unterkiefers dieser Art 
vielen Fachgenossen nur willkommen sein dürfte. 


Da die allgemeine Charakteristik der Zähne, die uns Weins- 
heimer!) über Dinotherium giganteum lieferte, fast durchweg auch 
für D. bavaricum zutrifft und bisnun lediglich nur die Größenverhält- 
nisse diese Arten trennen, so Schließen wir uns größtenteils dieser 
Beschreibung, ohne dieselbe zu wiederholen, an und fügen nur Be- 
merkungen und Abweichungen hinzu, die unsere Reste betreffen. 

Von dieser Lokalität hat bereits Redlich?) einige Zähne dieser 
Art abgebildet und beschrieben. 

Um allen Irrtümern und Wiederholungen vorzubeugen, beschreiben 
wir, Rogers Beispiel folgend, die einzelnen Zähne in der Reihen- 
folge, wie dieselben Weinsheimer (l. c.) vom vordersten Prämolar 
des Oberkiefers, den er als P, bezeichnet 


[2 P,M, M, 2) 


und endigen mit dem letzten Molar des Unterkiefers. 


Oberkieferbezahnung. 
Taf. XIV, Fig. ı. 
Der zweite Prämolar des linkseitigen Oberkiefers hat 


eine sagittale Länge von . . . zirka 48 mm 

' » vom 45 

eine transversale Breite von | EEE i 48 ” 
2 ”» 


Die Maße konnten nicht genau abgenommen werden, da der seit- 
liche Schmelzbelag zum großen Teile abgesprengt ist und deshalb 
wurde die Dicke des Schmelzbelages zu den am Zahne abgenommenen 
Dimensionen zugeschlagen. Dieser Zahn ist um einen Zentimeter 
kleiner als der kleinste, den Weinsheimer (l. ce.) seiner zehn 
untersuchten Exemplare angibt. 


Die Hauptform dieses Zahnes entspricht einem Trapezoid, dessen 
längste Seite außen und die kürzeste vorn zu liegen kommt. 

Der ganze Zahn besteht aus zwei äußeren zu einem Längsjoch 
verbundenen Hügeln, dessen Außenfläche konvex, die Innenfläche 
schwach konkav sich gestaltet, und aus zwei Innenzapfen, dessen 
vorderer höherer mit dem korrespondierenden Außenhügel durch ein 
herablaufendes Joch. in Verbindung steht. Die beiden Innenhügel sind 
bis tief an ihren Grund hinunter durch ein scharf eingeschnittenes, 
schief von vorn und innen nach hinten und außen laufendes Quertal 


1) Weinsheimer, Über Dinotherium giganteum Kaups. Paläontologische 
Abhandlungen von Dames und Kayser. I. Bd. 1883. 

2) K. A. Redlich, Eine Wirbeltierfauna aus dem Tertiär von Leoben. 
Sitzungsber. d. kais. Akad. d. Wissensch. Wien 1898. 


[3] Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben 579 


getrennt, dessen Ausgang durch einen Basalwulst, der hier nur durch 
wenige Warzen angedeutet, versperrt war. 

Diese Beschreibung deckt sich mit jener Rogers (l. ce. pag. 219). 

Die Wurzelbildung entspricht auch vollkommen Rogers Be- 
schreibung; übrigens zeigen auch sämtliche Molare des Oberkiefers 
im Prinzip die gleiche Wurzelstellung wie beim P;. 

Die Größenverhältnisse unseres Exemplars mit. den Angaben 
Rogers des D. bavaricum von Breitenbronn decken sich derart, 
daß wir es hier nur mit einem schwächeren Individuum, nicht etwa 
einem jungen zu tun haben, wie eben die Abnützung der Zähne selbst 
zur Genüge zeigt. 

Ob diesem Zahne noch ein Prämolar voranging, läßt sich, da 
der seitliche Schmelzbelag fehlt, nicht konstatieren. 


Der erste Prämolar (Taf. XIV, Fig. 2) des rechtseitigen 
Öberkiefers hat 


eine größte sagittale Länge von . . . 48 mm 


h > vorn zirka — ,„ 
eine transversale Breite von | ninten 592 
n En 


Von diesem fast quadratischen Zahne ist leider nur das hintere 
Innenjoch erhalten, fast die ganze Krone ist zertrümmert, weshalb die 
Maße nur teilweise abgenommen werden konnten. 

An der Hinterwand des rückwärtigen Joches befindet sich eine 
kräftige Basaltwulst fast der ganzen Breite nach. Was sich an den 
Fragmenten ersehen läßt, stimmt mit Weinsheimers Beschreibung 
überein. 


Der erste Molar (Taf. XIV, Fig. 3) des Oberkiefers hat 


M, rechts M, links 


eine größte sagittale Länge von . zirka 68 mm — mm 
vorn » BEL 54 b) 

eine transversale Breite von * mitten „ 51 „ R 
hinten ı „ 45 -, —y 


Dieser dreijochige Zahn, und zwar des rechten Oberkiefers 
(Taf. XIV, Fig. 5) ist in seinem rückwärtigen Teile recht gut erhalten, 
das vorderste Joch ist leider an der Vorder-, Innen- und Außenseite 
abgesprengt; der gleiche Zahn des linken Öberkiefers (Taf. XIV, 
Fig. 4) zeigt jedoch das erste Joch wohl erhalten und das hinterste 
Joch ist nur durch ein unbedeutendes Fragment repräsentiert. Die 
Innenseite dieses Zahnes ist deutlich konvex, die Außenseite etwas 
konkav. Die beiden rückwärtigen Joche sind nur um weniges länger 
als das Vorderjoch, was wir an keiner Abbildung ersehen und bei der 
Beschreibung des D. bavaricum auch nicht erwähnt wird. Ob dieses 
Verhältnis als ein spezifisches Charakteristikon angesehen werden kann, 
müßten wohl noch andere Funde dahin geprüft werden. 

Im allgemeinen stimmt sonst die Beschreibung Weinsheimers 
(l. e. pag. 22) mit unserem Zahne überein. 

Was die Wurzelbildung dieses Zahnes anbelangt, so stimmt die- 
selbe mit Rogers Beschreibung (pag. 220) vollkommen überein. 


580 A. Hofmann und A. Zdarsky. [4) 


Der zweite Molar (Taf. XIV, Fig. 5 u. 6) des Oberkiefers hat 


eine sagittale Länge von . . . . 60 nım 
h e YOrn: 00, 
eine transversale Breite von | hinten 58 , 

Von diesem Zahne liegen uns beide vor, sowohl der rechtsseitige 
(Taf. XIV, Fig. 5) wie linksseitige (Taf. XIV, Fig. 6), in einem recht 
vollkommenen Erhaltungszustande und zeigen beide gleiche Dimen- 
sionierung. 

Der M, ist der massivste Zahn im ganzen Oberkiefer. 


Die Bildung der einfachen Zahnkrone entspricht recht gut 
Weinsheimers Beschreibung. 

Da diese Zähne nur geringe Abnutzung zeigen, so sind die 
starken Schmelzwülste am Hinterjoche lateralseits prächtig entwickelt. 


Der dritte Molar (Taf. XIV, Fig. 7 u. 5) des Oberkiefers hat 


eine sagittale Länge von . . . . 60 mm 
vorn 62°, 
eine transversale Breite von | hinten 56 , 

Die aus beiden Kiefern stammenden Zähne sind nur wenig 
beschädigt, zeigen in ihrer Größe nahezu keine Differenzen und ent- 
sprechen” Weinsheimers Charakteristik; zu bemerken wäre jedoch, 
daß dieser Zahn trapezoide Form zeigt, hingegen der M, nahezu ein 
Rechteck vorstellt. Besonders charakterisiert diesen Zahn der hintere 
Ansatz, der vollkommen der klaren Beschreibung Rogers entspricht, als 
wenn unser Zahn diesem Autor vorgelegen wäre. Der schleifenförmige 
Ansatz am Hinterjoche besteht aus aufeinanderfolgenden Warzen, die 
am Schmelzwulst aufsitzen und lateralwärts hinziehen, wie dies an 
Fig. 7 (rechtseitig) und Fig. 8 (linkseitig), Taf. XIV prächtig zu 
ersehen ist. 

Dieser Wulst ist auch entwickelter als am M,, da eben dem 
M, kein weiterer Zahn mehr folgte. 


Behufs Vergleiches der Größenverhältnisse der hier besprochenen 
und abgebildeten Zähne des Oberkiefers von D. bavaricum mit jenen, 
die Roger von Breitenbronn beschrieb, möge folgende Tabelle Auf- 
nahme finden: 


| Ohaalsikfer D. bavaricum D. bavaricum | 
von Seegraben von Breitenbronn 
pP Hanser ge, Mia 48 mm mm 
2 SE a 2 ee ANEE 
Breite | hinten 48 „ 175 £ 
p Ye 48 mm | 50 mm 
1 „. j vorn | — , Sl „ 
Breite | hinten 5 | Fr 
| 


[5] Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 581 


Oberkieter D. bavaricum D. bavaricum 
von Seegraben von Breitenbronn 
| 
Lane, wa, zirka 68 mm 72 mm 
M vor DA DA, 
1 Breite | mitten .. 5,1 5A) , 
hinten . . 45 „ 44.6, 
Lamm... 7 60 mm 64 mm 
s EMO. 0 615 „ 
Breite hinten... . 5, 2. | 
E21 | 
EN 60 mm 63 mm | 
: MOL ee. 2 boss, | 
9%. Beeke H hinten . . 86%, 66, | 


Aus dieser Tabelle ergibt sich die Länge der Prämolarreihe 
des Dinotherium von Seegraben 96 mm, jene des von Breitenbronn 
102 mm und die Länge der Molarreihe beträgt beim ersteren 188 mm 
und beim letzteren 199 mm; die Differenz ist im Verhältnisse zu der 
Größe der Zähne, abgesehen davon, daß auch die einzelnen Zähne 
keine genauere Messungen zulassen, ganz unbedeutend, so daß wir 
dieselbe ohne weiteres auf die individuelle Entwicklung zurückführen 
können. 


Unterkieferbezahnung. 
Taf. XIV, Fig. 9—14; Taf. XV, Fig. 1. 


Vom rechtseitigen Unterkieferaste liegt eine Partie des Kiefers 
mit den P, P, und dem M, vor; nur der P, ist fast ganz, P, und M, 
hingegen nur aus Bruchstücken zusammengesetzt, wohl die Hauptform 
zeigend, aber der Schmelzbelag ist an den Zahnkronen zum großen 
Teile abgesprengt. Vom gleichen Kieferaste liegen noch der zweite 
und dritte Molar vor. 

Vom linkseitigen Kieferaste wurde nur der P, P, und M, gerettet. 


Der zweite Prämolar (Taf. XIV, Fig. 9) des rechtseitigen 
Unterkiefers hat 


eine sagittale Länge von . . . zirka 45 mm 
R : NORD m 
eine transversale Breite von | hinten „ 34 „ 


Die noch ersichtlichen Partien der Krone stimmen ganz gut mit 
Weinsheimers Beschreibung so auch die Wurzelbildung, die an 
unserem Exemplare vollkommen intakt ist. 


Der erste Prämolar (Taf. XIV, Fig. 10 u. 11) des Unterkiefers hat 


eine sagittale Länge von . . . .„ 49 mm 


ine ie Breit vorn. ‚48..; 
eine transversale Breite von | ninten 48 


” 


582 A. Hofmann und A. Zdarsky. [6] 


Von diesem Zahne liegen uns aus beiderseitigen Kiefern Zähne 
vor, die nur unbedeutende Schrammen aufweisen. Zu Weinsheimers 
Beschreibung (. e. pag. 29) ist nur zu bemerken, daß diese rektangu- 
lären Zähne durch die nach vorn konkaven Joche in nahezu gleiche 
Hälften geteilt werden. 

Von dem ersten Molar (Taf. XIV, Fig. 12) liegt uns nur der 
rechtseitige vor, dessen Zahnkrone leider ganz zertrümmert ist, das 
Vorderjoch, vom mittleren und dritten Joch sind nur Fragmente 
erhalten, die wohl alle Zweifel beheben, daß es den M, vorstellen 
soll; die Dimensionierung dieses, Zahnes kann, abgesehen von seiner 
Länge, bei den Angaben der Breite nur annäherungsweise geliefert 
werden. 

Dieser Zahn zeigt vorn keinen Basalwulst, auch am hinteren 
Joche ist keine Spur eines solchen zu ersehen. In den Umrissen stimmt 
dieser Zahn recht gut mit Bachmann!) (l. e. Fig. 2) überein, nur 
ist unser Zahn etwas kleiner. Weinsheimer (l. ec. pag. 31) gibt 
die Maße von 12 Exemplaren dieser Gattung an, welche in der Länge 
zwischen 95 mm und 91 mn variieren. Unser Zahn mißt 61 mm Länge 
bei einer Breite vorn von 40 mm (mitten kann nicht abgenommen 
werden) und hinten mit 38 mm. Weinsheimer gibt die Länge von 
Nr. 12 mit 61 mm bei einer transversalen Breite vorn und mitten 
mit 43 mm und hinten 37 mm an. Unser Molar dürfte ähnliche Größe 
besessen haben wie die eben angeführten. 


Bei dem Breitenbronner Exemplar ist leider dieser Molar zer- 
trümmert. 


Der zweite Molar des Unterkiefers (Taf. XIV, Fig. 13) hat 


eine-sagittale Länge von . . .„. . 59 mm 
ı vorn « :D8 „ 
eine transversale Breite von | hinten 54, 

Die Schmelzlage fehlt an den Seitenflächen des Vorder- uud 
Hinterjoches ganz, so daß die Dicke derselben zugerechnet wurde bei 
der Angabe der Breitenverhältnisse. 


Zwischen den beiden lateralen Zapfen an der Basis der Zahn- 
krone sitzt eine starke Warze, die außen mit der Schmelzfalte zu- 
sammenfließt. 

Am Hinterjoche zeigt sich im Bruche ein starker : Ansatz, der 
jedoch nicht die ganze Breite des Joches einnahm. Sonst stimmt die 
Bildung der Zahnkrone und der Wurzeln mit Wennshern iz s Be- 
sehreibung gut überein. 


Der dritte Molar des rechtseitigen Unterkiefers (Taf. XIV, 
Fig. 14) hat 
eine sagittale Länge von . . . . 70 mm 
: e NE OT 
ansver 
eine transversale Breite von | Hinten 47 


„ 


') Isidor Bachmann. Beschreibung eines Unterkiefers von D. bavaricum 
H. v. Meyer aus dem Berner Jura. 


[7] Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 583 


Vom letzten Molar fanden sich aus beiderseitigen Kieferästen 
die Zähne vor, nur sind leider beide mehr oder weniger beschädigt; 
dem linkseitigen fehlt die Schmelzlage am Vorderjoch und an der 
medialen Seite bis zum hinteren Ansatze ganz. Der hintere Ansatz 
ist bei beiden Zähnen an der ganzen Außenfläche ebenfalls von der 
Schmelzlage entblößt. 

Auch hier müssen die Dimensionen zum Teil durch Hinzufügen 
der Dicke der Schmelzlage ergänzt werden. 

Die Bildung der Zahnkrone und der Wurzeln entspricht sonst 
der Beschreibung Weinsheimers (pag. 33) vollkommen, soweit eben 
der Erhaltungszustand unserer Zähne einen Vergleich zuläßt. 
| Behufs Vergleiches der Größenverhältnisse der Unterkieferbezah- 
nung der gleichen Art auch anderer Fundpunkte mag die folgende Ver- 
gleichstabelle ergänzen, was bis nun im Text nicht angeführt wurde. 


D. bavaricum|| D. bavaricum | D. bavaricum| D, bavarieum 
Unterkiefer von von von Mont || von Bayern 
| Seegraben ||Breitenbronn Chaibent H. v. Meyer 
p Länge . . .. ||zirka 45 mm 42 mm _ — 
E h vom . DIR, 37 1, — _ 
Breite { hinten ira ke a£ 
pP Länge. . 49 mm 515 mm 54 mm 48 mm 
L vorn . A: 42 a 44 „ _ 
al { hinten a84,, FEDeNe Ayla ” 
N Länge) 61 mm — 66 mm 64 mm 
M, : vorn . Auge — LA - 
Breite [ hinten 38. % de re 
| N hänge) ur, : 59 mm 62 mm 64 mm 63 mm 
| M, - vom . DSn 5 ae» Dome, 60 „ 
Breite [ hinten DA, Hl HOIEE = 
Länge. . J 70 mm| 73 mm 62 mm 72 mm 
: vorm . DU, 6057 5 Bar, DOMEr 
zus [ hinten ro la aim, ; Ss, u 
Länge des An- 
M. satzes . 0 zirka le, ve. er = 
Breite des An- 
satzesa ec 200 33 5 — = 
Höhe des An- 
Satzes. er ziekan 20%, 20 5 — _ 


Aus der vorangehenden Tabelle ersehen wir, daß die Grenz- 
werte der Längen der Prämolar- und Molarreihen geringfügige sind, 
indem sich dieselben bei Dinotherium bavaricum stellen wie folgt: 


von See- von Breiten- von Mont L 
graben bronn Chaibent von Bayern 
Länge , HP 7... 941 mm ' 95 mm — mm 104 mm 


SD ae 100) 1% Mayı Nik, lihggni Häuagal, 


Jahrbuch d. k.k. geol, Reichsanst., 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Hofmann u. Zdarsky.) 75 


584 A. Hofmann und A. Zdarsky. [8] 


Die allgemeinen Betrachtungen und Vergleiche ganzer Zahn- 
reihen des Ober- und Unterkiefers sowohl beim D. giganteum wie 
beim D. bavaricum und die hieraus folgernden Schlüsse hat bereits 
Roger (l. c. pag. 222) in sehr umfassender und klarer Weise geliefert; 
da,unser Rest mit jenem von Breitenbronn übereinstimmt, so glauben 
wir berechtigt zu sein, nur auf diese Ausführungen hinzuweisen, ohne 
dieselben zu wiederholen. 

Nicht unerwähnt soll bleiben, daß der M, im Ober- wie im 
Unterkiefer verhältnismäßig sehr klein und schmal erscheint, insbe- 
sondere im Verhältnis zu den Dimensionen der beiden ihm folgenden 
Molare. 

Außer den angeführten Zähnen wurden auch noch vier Fragmente 
von Stoßzähnen vorgefunden, die einiges Interesse erwecken. Das 
besterhaltene Stück, welches aber durch mehrere Verwürfe etwas 
in der natürlichen Krümmung deformiert ist (Taf. XV, Fig. 1) zeigt 
einen ziemlich kompletten linkseitigen Stoßzahn, dessen oberer Teil 
in der Alveole gesessen haben mag, da die Oberfläche unversehrte 
deutliche Zuwachsstreifen zeigt, hingegen etwa zwei Drittel gegen die 
Spitze zu der ganzen Länge nach deutliche Spuren der Grabearbeit. 
aufweist. 

Die Spitze dieses Zahnes ist schief von innen nach außen 
abgeflacht; diese Abnutzungsfläche stellt sich als eine langgezogene 
Ellipse dar. 

Die verschiedenen Querschnitte dieses Zahnes sind in Taf. XV, 
Fig. 1 durch die gelegten Profile («—x, y—y) versinnlicht. 

Dieser Stoßzahn ist innen stark abgeplattet und trägt eine Furche, 
die vom oberen Teile gegen die Spitze zu sich rasch abflacht. 

Wahrscheinlich demselben Individuum angehörend, liegt noch der 
rechtseitige Stoßzahn vor, dem fehlt aber der größere Teil der Spitze. 


Ein weiterer Fund stellt ein Fragment eines rechtseitigen Stoß- 
zahnes vor von einem jungen Individuum; die Spitze dieses Zahnes 
zeigt nur ganz unbedeutente Abnutzungsfläche. 


Im großen und ganzen zeigen alle diese Stoßzahnfragmente eine 
starke Abplattung an der Innenseite, einen schwächeren und zierlicheren 
Bau als jene des D. giganteum, dürften auch bei älteren Individuen 
nie die Größe und Plumpheit jene des D. giganteum erreicht haben. 


Leider ist vom Kiefer, respektive der Alveole an keinem dieser 
Stücke eine Spur vorhanden. Die Dimensionen müssen hier entfallen, 
da der Ausgangspunkt, die Stelle, wo der Stoßzahn aus der Alveole 
herausreicht nicht fixiert werden kann. 

Aus dem Kieferfragment, das die Prämolare und den ersten Molar 
noch trägt, ist das Foramen mentale, und zwar unter dem P, erhalten; 
dasselbe ist queroval, 15 mm lang und 7 mm hoch. Außer unbedeutenden 
Rippenbruchstücken liegen uns sonst keine Skeletteile vor. 


Mastodon augustidens Cuv. 


Einige sehr abgenützte Zähne und vielfache Bruchstücke bekun- 
den, daß auch hier diese Art nicht zu den Seltenheiten gehörte. 


[9] Beitrag zur Sängetierfauna von Leoben. 585 


Aceratherium tetradactylum Lart. 
Tar XIV, Eis 15 u. 16. 


Ein einziger Zahn, dieser Art angehörend, wurde in dem Versatz- 
bruche am Münzenberge bei Leoben gefunden, und zwar aus dem 
gleichen Horizont, in welchem in Seegraben zahlreichere Funde ge- 
macht wurden. 

In einem feinkörnigen, tonigen, grauen Sandsteine waren beide 
Kieferäste eingebettet und nur der letzte Molar des linken Unter- 
kiefers war in situ geborgen; von dem rechtseitigen Unterkiefer 
sind nur Hohldrücke der rückwärtigen Hälfte des M, M, und des M,; 
nebst dem aufsteigenden Kieferaste saınt kleinen Knochenfragmenten 
des Kieferkörpers erhalten, aus welchen das Positiv durch einen Abguß 
angefertigt wurde. 

Der vorliegende Molar (Taf. XIV, Fig. 15 u. 16) ist schwächer 
als der entsprechende der gleichen Art von Göriach !), (der als Acera- 
therium incisivum Kaup. Taf. X, Fig. 6 angeführt wurde). 


M, von Leoben M, von Göriach 
TaBBer ur, „u... SU Mm 417 mm 
: vom . 240 „ 2000 
Breite | ninten. 250 „ 353, 


In Seegraben dürften diese Reste häufiger sein, denn Bruch- 
stücke von Ober- und Unterkieferzähnen sind zahlreich, jedoch zumeist 
so zertrümmert, daß von einer Bestimmung nicht die Rede sein kann. 
Nur ein vorletzter Backenzahn M, aus dem linkseitigen Oberkiefer 
ist doch so weit erhalten, daß man seine Zugehörigkeit erkennt; er 
stimmt mit dem von Göriach (l. e. Taf. X, Fig. 3) abgebildeten voll- 
kommen überein. 


Hyotherium Sömmeringi H. v. Meyer. 
Taf. XV, Fig. 2—9. 


Die Gegenwart dieser in den sonstigen Lokalitäten Untersteier- 
marks häufige Art ist nur durch wenige Reste dokumentiert, denn die, 
bisnun spärlichen Funde dürften nur von drei Individuen herrühren, 
nämlich von einem ganz jungen, einem völlig erwachsenen und einem 
alten Tiere. 

Von dem Milchgebisse erhielten wir nur den Abdruck des letzten 
dreiteiligen Milchzahnes und den vorderen Pfeiler des ersten Backen- 
zahnes (Taf. XV, Fig. 5). Die Länge dieses Milchzahnes beträgt 19 mm. 

Außerdem liegen noch zwei Molare (Taf. XV, Fig. 6—9) aus 
dem rechtseitigen Unterkiefer vor; Taf. XV, Fig. 6 u. 7 stellt den 
ersten Molar von oben und außen dar und Taf. XV, Fig. 8 u. 9 den 
zweiten Molar; beide entstammen einem ganz jungen Individuum und 
zeigen nur Spuren der anfangenden Abnutzung. 


!) A. Hofmann. Die Fauna von Göriach. Abhandl. d. k. k. geol. R.-A. 
Wien 1893. 
75* 


586 A. Hofmann und A. Zdarsky. [10] 


Weiters fand sich noch eine Molarreihe des linken Unterkiefers 
eines alten Tieres in prächtiger Erhaltung vor (Taf. XV, Fig. 2—4). 
Die Charaktere der einzelnen Backenzähne entsprechen vollkommen 
der Beschreibung, die uns Peters!) in ausführlicher Weise (l. ce. pag. 
20—22) geliefert hat, und zwar so, als wenn unser Rest als Original 
ihm mit vorgelegen wäre. 

Die Abkauung sämtlicher Molare ist weit vorgeschritten, ähn- 
lich wie bei jenen Resten von Eibiswald; es unterliegt wohl keinem 
Zweifel, daß wir es im vorliegenden Falle mit einem echten H. 
Sömmeringi zu tun haben. Hoffentlich werden weitere Funde bald die 
Sicherheit der Bestimmung erbringen. 


Palaeomeryx Meyeri Hofm. 


Zwei Unterkieferfragmente, einer mit fast ganzer Molarreihe, 
ein anderer nur mit M, versehen, sind derartig dürftig erhalten, daß 
die eventuelle Zugehörigkeit zur oberwähnten Art nur lediglich nach 
der Größe angenommen werden kann. Bei dem ersteren ist der Schmelz- 
belag der Molaren ganz matt, angeätzt und die Details grob verwischt. 


Die Länge der ganzen Molarreihe mißt zirka 32 mm. 


Hyaemoschus crassus Lart. 
Tat. XV, Pig. 10,0. 11. 


Schon durch Redlich (l. c. pag. 13) wird diese Art von Leoben 
beschrieben; der Grund, daß wir diese insbesondere in Göriach so 
häufige Art abermals hervorheben und abbilden, ist der, daß die 
vorliegenden Reste so kräftig und massiv gebaut sind, daß man un- 
willkürlich eine größere Art in denselben vermutet‘ und das wäre 
Hyaemoschus Peneckei Hofm. 


Bei näherer Untersuchung jedoch gelangt man zu dem Resultat, 
daß die wenigen Funde einem ungewöhnlich starken Exemplar 
angehören. 


In dem linkseitigen Unterkieferfragment (Fig. 10 u. 11, Taf. XV) 
ist nur der M, und M, erhalten. 


Beide Zähne sind sehr nieder, stumpf und breit, durch Abkauung 
stark abgenutzt; die sonst sehr deutliche Schmelzfältelung ist kaum 
mehr sichtbar, die von dem Gipfel des Vorderhalbmondes steil nach 
der Zahnmitte absteigende Faite, ein Anaiogon der Palaeomeryxfalte, 
fehlt oder ist durch Usur total verwischt. 


Nachdem die wenigen bekannten Ayaemoschus-Arten bei voll- 
kommen gleichem Zahnbaue sich nur durch ihre Größenverhältnisse 
unterscheiden, so ergeben auch die Resultate der Messungen ihre 
Zugehörigkeit. 


') K. F. Peters, Zur Kenntnis der Wirbeltiere aus den Miozänschichten 
von Eibiswald in Steiermark. II, Abhandl. d. k. Akad. d. Wissensch. Wien 1868, 


[11] Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 587 


| | M, m, 
Hyaemoschus crassus Lart. ana om 19-8 
von Leoben. ne 
Redlich, Sitzb. d. k. Akad. . i : 
d. Wiss. Wien 1898. BREINE .... an. NEREUET, 108 , 
Hyaem»schus erassus Lart. Baneuı MR... 12:5 mm | 20°0 mm 
von Leoben. | 
Tafel XV, Fig. 10. u. 11. Breite 0.2 22.22 10:08 > EIG, 
g . - | 
(Poreatherium Naus Kaup.) Länge 11—13°5 mm|| 17—19 mm 
von Eppelsheim. et 
H. v. Meyer, Georgensgmünd, Breite 758 9:0 
pag. 98. N e se 
Hyaemoschus erassus Lart. n : f 
von Labitschberg. Länge na: lea ;\ | 12:2 mm 198 mm | 
Hofmann, Göriach. Abhandl. : | p i 
d.k.k. geol.R.-A. 1893, pag. 76. Trene u On 1 
Hyaemoschus Peneckei Hofm. = > . 
on Stallholen, länge... «. 21 ,. 19:8. 0m. 240 mm 
Hofmann, Jahrb. d.k.k. : $ j 
geol, BR 1892, pag. 73. Breiter. A 4 Nase 5 13:83.0% 


Aus diesen Messungen ergibt sich, daß insbesondere der letzte 
Molar die größten Dimensionen der bisnun bekannten Arten des 
Hyaemoschus crassus Lart. aufweist. 


Auch der Kieferkörper ist beim vorliegenden Reste ausnahms- 
weise kräftig und massiv, wie noch bei keinem Reste dieser Art 
beobachtet werden konnte. 


Hyaemoschus sp. 
Taf. XV, Fig. 12—14. 


Aus dem Oberkiefer eines Moschiden liegen zwei Molare und 
der letzte Prämolar vor, die sich durch ihre Größe und massiven 
Bau auszeichnen. 


Die Molare M, und M, aus dem rechtseitigen Oberkiefer (Taf. XV, 
Fig. 12 u. 13) sind niedrig, sehr kräftig, die Mittelfalte der Außen- 
wand (Fig. 13) pyramidenförmig, vorderer und hinterer Randpfeiler 
kräftig, die Innenhalbmonde sind stumpf, nieder, die Marken sehr 
seicht und an der Basis sind die beiden Halbmonde von einer stark 
entwickelten Schmelzfalte umsäumt. 

Die Messungen beider angeführten Zähne ergeben, wie weiter 
folgt Resultate, die sich nicht recht unter die bekannten Hyaemoschus- 
Arten einreihen lassen, denn für Ayaemoschus erassus Lert. sind die- 


588 A. Hofmann und A. Zdarsky. [12] 


selben viel zu lang und breit und für die größte Art, den Hyaemoschus 
Peneckei Hofm., fast zu klein, so daß nur weitere Funde Klarheit und 
Zugehörigkeit dieser Reste betreffs der Artbestimmung entscheiden 
können. 


| | M, Mm, 
Hyaemoschus sp. Länge . a Anm 155 mm 
von Leoben. Breite, vorn. . . 1610 „ 16.005 
| Badel XV, Bie.,12 u. 13. „. "lintent. ze. AGD; ;, 16°0 
| Hyaemoschus Peneckei Hofm. || Läuge ..... > 16:0 mm 
| von Stätzling. 
| Roger, 35. Bericht d. naturw. || Breite, vorn. . . — 190 -„ 
Vereines für Schwaben etc. 1902, 
| pag. 7. P hinten . . — 15:02 
|  Hyaemoschus crassus Lart. || Länge . . . . .| 105 mm 110 mm 
| von Göriach. 
Hosmann,le. Taf.XxWV, Fig. 6.) Breite IT ER 292 1305, 
(Dorcatherium Naui Kaup.) LaDge’ur2 Ina 10:0 mm 12:0 mm 
| von Eppelsheim. 
Kaup, l. c. pag. 97—98. Breite: as: 19:97, 130577 
| 


Auch der letzte Prämolar (Taf. XV, Fig. 14) der seinem Bau 
nach nur hierher gestellt werden kann, zeigt ähnliche Differenzen 
in der Größe, so daß derselbe dieselben Bedenken hervorruft wie 
die beiden früher angeführten Molare. | 

Seine Länge beträgt 11’0O mm, seine Breite 13:5 mm, bei Dorca- 
therium Naui Kaup. von Eppelsheim 100 mm und 10°0 mm. 

Vom Hyaemoschus Peneckei kennen wir außer den Molaren des 
des Oberkiefers, die Roger aus den Sanden von Stätzling berichtet, 
bisnun keine Prämolare. 


Hyaemoschus Guntianus H. v. Meyer. 
Taf. XV, Fig. 15—17. 


Diese kleinere Art des Wassermoschussbockes, deren Reste in 
Süddeutschland (Günzburg, Stätzling ete.) häufig sind, wird durch die 
vorliegenden Funde in Steiermark zum erstenmal erwiesen. 

Es liegen, höchstwahrscheiniich einem Individuum entstammend, 
zwei linkseitige Unterkieferstücke vor (Taf. XV, Fig. 15—17); das eine 
Bruchstück trägt den letzten Prämolar und den ersten Molar, das 
zweite den letzten Backenzahn, außerdem wurden noch ziemlich frag- 
mentäre Reste des zweiten und dritten Prämolars vorgefunden. 

Alle diese Reste stimmen vollkommen mit jenen des Dinotherien- 
sandes von Stätzling überein, wie durch direkten Vergleich konstatiert 


[13] Beitrag zur Sängetierfauna von Leoben. 589 


werden konnte. Diese Art, wie Roger |. c.!) pag. 67 berichtet, gleicht 
dem Dorcatherium Naui Kaup— Hyaemoschus cerassus Lart. vollkommen 
und unterscheidet sich von dieser nur dnreh das Größenverhältnis, 
indem vorliegende Art etwa um ein Drittel kleiner war. 


Die Größenverhältnisse dieser Zähnchen stellen sich wie folgt: 
M, M, 


1 


Lamee 7»... 82 mm 140 mm 
Breite. 28, 607, “0, 


Auch die Höhe des Kieferkörpers unter M, ist nahezu gleich 
jener von Stätzling, die Roger l. e. mit 13°5 mm, bei unserem dieselbe 
145 mm mißt. 


Antilope eristata Biederm. 
Taf. XV, Fig. 18—20; Taf. XVI, Fig. 1—26. 


Die größte Zahl der Funde in Seegraben, insbesondere an Zähnen, 
entstammen einer Antilopenart aus der Gruppe der Gemsen. Uber 
ein Dutzend Funde aller möglichen Altersstadien, vorwiegend aus losen 
Zähnen und Unterkiefern selbst und nur wenige aus dem Öberkiefer 
und das wertvollste zuletzt gefundene Stück ein zertrümmerter Schädel 
mit beiden Zahnreihen und dem unteren Ansatze des Hornzapfens, 
zeichnet diese Lokalität besonders aus. Der Schädel hat durch Druck 
sehr gelitten, ist mehrfach überschoben, aber noch größeren Schaden 
dürfte derselbe bei der Grabearbeit erlitten haben, denn überall sind 
frische Bruchflächen sichtbar, ein Beweis, daß bei größerer Sorgfalt 
der ganze Schädel samt den beiden Hornzapfen hätte gerettet werden 
können. Bei der unklaren Kenntnis der Antilopen ist um so mehr so 
ein Verlust zu beklagen, we das wichtigste Unterscheidungsmerkmal, 
die Fom und Lage der Hörner, ohne Zweifel hätte im vollsten Maße 
konstatiert werden können. 


Vom 
Schädel 


sind erhalten: die Stirnbeine mit dem linkseitigen Hornansatze, die 
Gehirnkapsel zum großen Teile (Taf. XVI, Fig. 1a). 


Die Stirnbeine sind unterhalb des Hornansatzes gebrochen und 
überschoben, dann abermaliger Bruch, der auch die Nasalia betroffen 
hat, so daß von den letzteren nur geringe Fragmente der rückwärtigen 
Teile überliefert sind. 


Aus Fig. 1a, Taf. XVI kann entnommen werden, daß die Hörner 
auf dem Sinus frontalis näher den Orbita standen, so daß die Ent- 
fernung von der Mittellinie der Stirnbeinnaht fast doppelt so weit 
sich stellt als bei A. rupicapra. Die Gehirnkapsel war etwas kleiner 
als unserer Genise und war flach gewölbt. Die Orbita waren groß, 
der Durchmesser, aus dem Segment konstruiert, beträgt zirka 31 mm. 


1) 34. Bericht des naturwissenschaftl. Vereines für Schwaben und Neuburg 
in Augsburg. 


590 A.”Hofmann und A. Zdarsky. [14] 


Der Gaumen ist nur zum geringen Teile erhalten, so daß man 
über denselben nichts Bestimmtes berichten kann (Taf. XVI, Fig. 1). 
Von größter Wichtigkeit ist die Form und ’Lage der Hörner 
und da läßt sich aus unserem Fragment herauslesen, daß die Hörner 


Schematische Darstellung des Schädelfragments mit dem ergänzten Hornzapfen. 


entschieden nicht vertikal, sondern nach rückwärts geneigt waren, und 
was ihre Form anbelangt, so war dieselbe seitlich komprimiert und 
rückwärts breiter als vorn. 


Was die 


Bezahnung des Oberkiefers 
Taf. XVI, Fig. 1—7 


betrifft, so haben wir schon eine detaillierte Beschreibung von 
Biedermann!) der ganzen Zahnreihe vergleichend mit A. rupicapra, 
auf welche wir verweisen. Ein kleiner Unterschied, der wohl nur 
als individueller angesehen werden könnte, sind die basalen Pfeiler 
zwischen den inneren Halbmonden des M, und M, Biedermanns 
Abbildung, welche allen Molaren, die uns vorliegen, fehlen. 

Die Form und Größe der vorliegenden Zähne stimmt sonst in 
jeder Hinsicht vollkommen überein, insbesondere auch in der Größe, 
wie aus folgender Tabelle erhellt. 


Öberkiefer % | M, || M, || M, 


reihe 


2 


” 
Länge der 
Prämolar- 
Länge der 
Molarreihe 


A. cristata Biederm. Länge . | 921:10978:5.. 10" 12713 
von Leoben. Größte 
Taf, VL Die; 1! Breite 7 93.19 || 1311-14. 143) u = 


[S@) 
{op} 
SS} 
o 


!) Biedermann, Petrefakten der Umgebung von Winterthur. 4. Heft, 1873, 
Taf. VIII und IX. 


[15] Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 591 


u - © 
=2,|°3 
Oberkiefer PR,| RI A|ı|M|m |m,|s35| 38 
au a: 
AH a2 
A. eristata Biederm. Länge .\ — | — || — | — || 13 || 12 — 
von Leoben. Größte 
Pal. XV BIsrbr0rT., Breite. | — | — | — || — | 14 | 13 | — || — 
Desgleichen. | Se ee 
Taf. XVI, Pig. 2 u. 3 | Größte 
. N Breite | =... No a ee 
Desgleichen. ER I re 
Taf. XVI, Fig. 4 u. 5. Brite a ee 
A. eristata Biederm | Länge .| 8 | 8 | 9 | 9 | ı1 | 13 | 26 || 38 
von Veltheim. 
Biedermann |. c. Breite .I\ 6 | 7| 91,9 | 1110| — — 
A. clavata (Lart.) Länge . | — || — || — || — || — || — || 32 || 34 
von Sansan. 


Eilkol ce Ipae 297. | Breiter sin — = | II || ml u 


A. Martiniana (Lart) | Länge . || 10 || 11 || 8 || 11 || 12 || 13 || 29 || 36 
von Sansan. | | 
Filholl. c. pag. 288. || Breite . | 8 ı 10 || 12 | 12 | 13 | 13 || — — 


A. sansaniensis Lart. || Länge . | — || — | — || 12 || 13 |\12°5||- 28 | 36 
von Sansan. | | 
Filholl. c. pag. 290. | Breite . || — || — || — | 13 | 14 || 14 | — || — 


| 


Unterkieferbezahnung. 
Taf. XV, Fig. 18—20; Taf. XVI, Fig. 10—20. 


Der Unterkieferkörper selbst ist an Fig. 10, Taf. XVI zum 
srößten Teile erhalten; derselbe ist leicht geschwungen und nur 
weniges höher als bei A. rupicapra. 

Die Höhe unter M, beträgt 25 mm, unter P, 13—15 mm. 

Von Schneidezähnen ist unter den alten Resten nur ein einziger 
— .J, rechts — Fig. 8 u. 9, Taf. XVI vorgekommen, der einem 
Palaeomeryx-Schneidezahn sehr ähnlich ist, der Form und Größe nach 
dürfte er wohl am ehesten zur vorliegenden Art gehören. 

Die Charakteristik der Backenzähne, sowohl der Prämolare wie 
auch der Molaren ist zur Genüge geschildert worden |. ce.2) pag. 548, 


') M. H. Filhol, Etudes sur les mammiferes fossiles de Sansan. Ann. de 
Geol. XXI. 1891. 

?2) Hofmann, Beiträge zur Säugetierfauna der Braunkohle des Labitsch- 
berges. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A. Wien 1888. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanst., 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Hofmann u. Zdarsky.) 76 


592 A. Hofmann und A. Zdarsky. [16] 


weshalb wir, um Wiederholungen zu vermeiden, hierauf verweisen; 
hier muß nur bemerkt werden, daß die Anschwellung des Schmelz- 
bleches zwischen dem Vorder- und Hinterhalbmonde zu einem Basal- 
säulchen an manchen Zähnen sehr entwickelt ist (Taf. XVI, Fig. 10), 
an anderen nur angedeutet und bei manchen dasselbe ganz fehlt, ein Hin- 
weis, daß dasselbe nicht als Speziescharakter angesehen werden kann. 

Es erübrigt uns noch, die wichtigsten Dimensionen anzuführen ; 
zugleich setzen wir auch die Maße der beschriebenen Arten von 
Sansan ein. 


| 5. | 52 
=3o| 3 
Unterkiefer P, || ?,ı P, | M, |M, || mM, | 9235| &5 
Ar em 
EEE 
Antilope cristata Biederm. | Länge . | — || 9 95 || 9 || 11 | 155 — 36 
von Leoben. 
Tat. -XVL Fig. 10 Breite . | — || 5 5 3 Su _ — 
2 I : | BRNEEE  R Eee ir 
Desgleichen. Länge 6 95 || 11 |1051 — | — | 27 - 
TER VL. Big. Breite 18 Pan el. Sa ar 
Desgleichen. Länge 7 RP TE TH neo 
Taf. XVI, Fig. 12-14. Breite | tr lioe oc. Tommi) Zr 
Desgleichen. Tanzen a, = lar hzmnilmmmn En 
aa N 
Taf. XV, Fig, 4520. pyante | les una MT 
ä Be pet er . ‚u “Ri 
Desgleichen. Länge . 10:51] 12 || 17 88°5 ') 
Sehr altes Indem: Bra air 3) le 
Desgleichen. Länge |: = |. 10 || .12.|| = til, == +5 
JUN, a a a a er 
Desgleichen. Länge, 2) == 1 9 © 7a] BB Lean 
en | Breite . I || — || — || — | 7575 | — | — 
A. eristata Biederm. || Länge .|| v2 || +4) 10 |1os |11-1.\17-6 || 260 || 87-0 
| von Labitschbere. 
| l. @::p3g:7550 Breite .|) 35 || 481 57 73|| 8488| — = 


!) Direkt gemessen. 


[17] Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 595 


Et as | 

32 .|=3 
Unterkiefer P|PBR|RAR|M|M,|Mm, 3823| 95 | 

| ERH eE 
EEE 
— | 
A. clavata (P. Gero.) Länge . || — | — || — | 11 || 1215 | — || 40 | 
von Sansan. | 
Filhol]. c. pag. 291. || Breite — || — || — || 6 7 7 — — 
| 
| 


4. Martiniana (Lart.) Länge . | 8 || 1L || 10 || 11 || 13 | 17 || 30 44 
von Sansan. 
Filhol ].c. pag. 286. Breite .| 4 |5 | 6 | 7 | 9 | 8 — — 


A. sansaniensis Lart. | Länge. — | ı1 || ı2 | 2 \ı3s |ı7 | sı | 5 
von Sansan. | | 
Filholl. c. pag. 289. || Breite . | — | 6 7 M 808 _ | 


Beim Vergleich mit bereits bekannten miozänen Antilopenarten 
kommt in erster Reihe die Antilope cristata, die Biedermann von 
Veltheim beschrieb. in Betracht, die sowohl im Schädelbau wie 
auch im Zahnbau mit unseren Resten die größte Ubereinstimmung 
ergibt. 

Daß diese Art im Miozän auch in Steiermark lebte, bezeugen 
die Reste von Labitschberg (l. e.) und nun werden diese durch die 
vorliegenden in reichem Maße ergänzt. 

Nach Filhols Beschreibung der Antilopen von Sansan sind es die 
A. Martiniana (Lart.), A. sansaniensis Lart. und A. clavata (P. Gerv.), 
die zum Vergleiche herangezogen werden müssen. 


Die A. sansaniensis hat vertikales, gemsenähnliches Gehörn, 
die A. Martiniana fast vertikale Hornzapfen und die A. 
clavata nach hinten gerichtete Hornspindeln und alle drei 
Arten sind mit einem rehähnlichen Gebiß versehen. 


Bei A. eristata ist die Lage der Hornzapfen nach Biedermann 
(l. e. pag. 15) folgend: „Die Hörner erscheinen, verglichen mit der 
Gemse, ein wenig mehr nach hinten gerückt, die Hornzapfen gerade, 
in der Vertikalebene liegend, aber beträchtlich nach hinten geneigt, 
seitlich stark komprimiert, die Längenachse ihres (uerschnittes — 
an der glatten Basis 21 mm haltend — von vorn und innen nach 
hinten und ein wenig nach außen gerichtet.“ 

Unser Rest kann sonach nur mit A. clavata und A. cristata in 
naher Beziehung stehen, da die Lage der Hornzapfen anscheinend 
mit diesen beiden übereinstimmt. 

Uber die eventuelle Identität und Vereinigung der A. cristata mit 
A. clavata ohne Kenntnis der Originale — etwa nur auf Grund der 
Filholschen Abbildungen — etwas zu sagen, wäre gewagt, weshalb 
wir bemüßigt sind, diese Frage offen zu lassen. 

76* 


594 A. Hofmann und A. Zdarsky. [18] 


Knochen der Extremitäten. 
Taf. XVI, Fig. 21—26. 


Von den zumeist zerdrückten Knochen sind die abgebildeten 
noch jene, welche eine Bestimmung zuließen, es ist dies der proximale 
Teil des rechtseitigen Femur Taf. XVI, Fig. 21 von vorn, Fig. 22 von 
hinten. Taf. XVI, Fig. 23—25 ist der distale Teil einer Tibia ab- 
gebildet, und zwar Fig. 23 von vorn, Fig. 24 von hinten, Fig. 25 von 
den Gelenkflächen aus. 

Die Stärke und Ausbildung dieser Knochenfragmente lassen 
einen zufriedenstellenden Vergleich mit den gleichen Knochen einer 
Saiga-Antilope zu. 


Beiträge zur Kenntnis der geologischen Ver- 
hältnisse Ostböhmens. | 


II. ‚Teil. 


(Das kristallinische Gebiet bei Reichenau a. d. Kn, Blatt 
„Reiehenau und Tynist“, Zone 5, Kol. XIV.) 


Von Dr. Karl Hinterlechner. 


Gleichzeitig mit der Untersuchung der Gneisgranitinsel von 
Pottenstein!) an der Adler (in Böhmen) wurde mir von der 
Direktion unserer Anstalt auch die Aufnahme des kristallinischen Ge- 
bietes im Bereiche der nordöstlichen Ecke des Spezialkartenblattes 
Reichenau—Tynist (Zone 5, Kol. XIV) zugeteilt. 

Im Osten bildet der Kartenrand die Grenze des aufgenommenen 
Terrains zirka 10 km, im Norden beiläufig 7 km weit. "Die südliche 
Grenze verläuft als schwach gebogene Linie von Reichenau (genauer 
Habrovä) über Bründlbad (Studänka) nach Jawornitz (Nachbar- 
blatt Senftenberg) ; ihre Länge beträgt zirka 3 km. Die westliche Grenze 
fällt beiläufig mit dem Meridian von Habrovä zusammen, falls wir 
vom schmalen Sporne am nördlichen Blattrande absehen. 

Dieses so umgrenzte Gebiet gehört dem Adlergebirge an 
und schließt sich im Westen und Süden an das ostböhmische Kreide- 
becken unmittelbar an. Lokal ruht die Kreide auch inselförmig — als 
letzter Denudationsrest — auf den kristallinischen Schiefern und den 
eruptiven Bildungen auf. 

Zwischen der Kreide und den Schiefern sind örtlich mutmaßliche 
ältere Bildungen — vermutlich permischen Alters — eingeschaltet. 
Gemäß dem bezüglichen Aufnahmsplane unserer Direktion fiel die 
Kartierung und Beschreibung der Sedimente des Kartenblattes 
Reichenau Herrn Prof. Dr. J. J. Jahn zu. Meine Angaben beschränken 
sich hiermit nur auf das kristallinische Gebiet Auf die Sedimente 
komme ich deshalb nur dort zu sprechen, wo es die Verhältnisse 
unbedingt erheischen. 

Alle Wasseradern unseres Aufnahmsterrains haben ein zumeist 
südwestliches Gefälle (Alba, Kn&zna—Reichenauer, Rehberg und der 


!) Siehe: Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 
IL. Teil.’ Der Gneisgranit und die Dislokation von Pottenstein a. d. Adler. Jahrb. 
d. k.k. geol. R.-A. 1900, pag. 593 — 613. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904. 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Hinterlechner.) 


596 Dr. Karl Hinterlechner. [2] 


Jawornitzer Bach). Nur das Tal mit dem langen Dorfe Lukawitz 
verläuft in nordsüdlicher Richtung. 

Gehen wir am Jawornitzer Bache talaufwärts, so lernen wir 
folgende Grenzverhältnisse kennen. An der Mündung des in Rede 
stehenden Tälchens in das Kn@änatal sehen wir an beiden Talgehängen 
Plänerbildungen anstehen. Hier bilden diese auch die Sohle der Tal- 
furche. Am rechten Gehänge macht der Pläner erst zwischen der Mühle 
und Kote 327 (1:25.000) den kristallinischen Bildungen Platz. Am 
linken Gehänge geschieht dies etwas früher. Je weiter wir talaufwärts 
wandern, um so weiter sehen wir den Pläner nach Süden und Norden 
zurücktreten. Dies letztere gilt besonders von den Weißenberger 
Schichten am linken Gehänge, denn das Gebiet zwischen Bründl- 
bad (Studänka) und Drbalov, Blattrand östlich Kote 426 und 
zwischen der Häusergruppe „zu Jawornitz“ nördlich Cihadlo 
ist schon vollkommen frei davon. 

Im V&telny les und bei Kote 426 (am Blattrande auf dem kleinen 
Plateau zwischen Habrovä und Jaroslav) herrscht im Gegensatze dazu 
nur der Pläner, der noch über die östliche Kartengrenze hinweggreift. 

Altere Gebilde konnte ich bei den Grenzbegehungen auf dem 
rechten Gehänge nicht sicher konstatieren. Die dortigen Waldbestände 
verhinderten jeden Einblick in die Bodenverhältnisse, sofern es sich 
um Sedimente handelte. Ich bemerke, daß von mir in der Diekung des 
Vtelny les zwar ein paar weiße (Sandstein-) Konglomeratbrocken 
gefunden wurden. Da jedoch eine Verschleppung möglich wäre, ziehe 
ich aus diesen Funden keine Konsequenzen. Möglich, ja sogar wahr- 
scheinlich ist‘ es jedoch, daß auch im VGelny les unter dem Pläner 
noch das Zenoman auftritt, ähnlich wie es gelungen ist, auch in der 
Umgebung des Bründlbades, also im selben Niveau am linken 
Gehänge, dieses Schichtglied zu erkennen. 

Fast östlich vom Bründlbade und nördlich von der Häuser- 
gruppe „zu Jawornitz“ unmittelbar am Blattrande fand ich im 
Graben, der bei Kote 336 in den Jawornitzer Bach mündet, eine 
Grube, in der ein roter, toniger Sand mit minimalen Spuren von 
Kupfererzen gewonnen wurde; es dürfte hier Perm anstehen. Ver- 
läßliche Angaben kann ich darüber keine bieten. Rotliegendes geben 
aus besagter Gegend übrigens schon H. Wolf!) und Reuß?) an. 

Wie schon bemerkt, besteht das Plateau nördlich vom Jawornitzer 
Bache aus Pläner, der auch über die östliche Blattgrenze hinweggreift. 
Das südliche Gehänge des Rehberggrabens ist jedoch schon nur 
aus kristallinen Gebilden aufgebaut. In nördlicher Richtung begegnen 
wir von hier aus erst bei Benätek südöstlich Skuhrov (Pf.) einem 
Kreidevorkommen. Dieses ist ein glaukonitischer Sandstein, aus dem 
Platten und Wassertroge erzeugt werden. 

Im Dorfe Habrovä sind kristalline Gebilde nur in der Talsohle 
und an den Gehängen entblößt. Talaufwärts von der Mündung des 


!) H. Wolf, Erster Bericht über die geologische Aufnahme im östlichen 
Böhmen. Jahrb. d. k. k. geol. R.-A., Bd. 14, pag. 492. 

?) Aug. Em. Reuß, Kurze Übersicht der geognostischen Verhältnisse Böhmens. 
Prag 1854. F. Tempsky. t 


[3] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 597 


Rehberggrabens ins Kn&änatal sehen wir bis oberhalb der 
Kirche von Lukawitz am linken Gehänge sowie überhaupt gegen Osten 
keine Spur von Sedimenten mehr. Ober dem westlichen, ebenfalls 
kristallinen Gehänge tritt dagegen wieder Pläner auf dem Plateau auf. 


Bei der Lukawitzer Kirche steigt der Pläner vom westlichen 
Plateau ins Tal hinab und erscheint in Form einer Insel auch am 
linken Gehänge. 

An der Basis des Pläners tritt hier eine dunkelrote, tonigsandige 
Ackererde, beziehungsweise Spuren dunkelroter, tonig zersetzter Schiefer 
auf. Diese könnten ebensogut permischen Alters!) sein als sie auch 
nur ein zersetztes fragliches eisenschüssiges Glied des Schiefer- 
komplexes 2) repräsentieren könnten. Zwei gleiche Funde ?) wurden auch 
östlich bis nordöstlich von obiger Stelle gemacht. Eine zweifel- 
hafte Perminsel könnte auf Grund der rotgefärbten, tonigsandigen 
Ackererde östlich Rybnitek verzeichnet werden. 


Im nördlichen Teile von Lukawitz tritt einmal zenomaner 
Sandstein (Konglomerat) unmittelbar an das Alluvium heran, um bald 
hierauf einem grauen, Pflanzenreste führenden Horizont Platz zu 
machen. Bei einem neu aufgestellten Kreuze (in der Karte nicht ver- 
zeichnet) findet man darin einen kleinen Aufschluß. 


Entlang der weiteren Grenze stoßt das Kristalline bald an Schotter 
(? aufgelöste Kreidekonglomerate), wie zum Beispiel westlich vom Wirts- 
hause Slav&nka und nordwestlich Skuhrov bei Beranec und 
Svinna, bald grenzt es an wirkliche zenomane Konglomerate (Kon- 
glomeratsandsteine), wie bei der Papierfabrik in Skuhrov und bei 
Svinna, manchmal jedoch auch an Pläner und nordwestlich Roudne 
beziehungsweise nordnordöstich Weiss—Aujezd (Pf.) am linken 
Bachufer an einen pflanzenführenden Horizont. Besonders sei hier nur 
noch das Auftreten von zenomanem Konglomerat nördlich Skuhrov 
und westlich Rybnitek erwähnt. Es führt nämlich so viel kohlige 
Substanzen, daß es zu Schurfversuchen Veranlassung gab ?). 


Dies die genauere Umgrenzung meines Arbeitsgebietes, in dem 
wir im allgemeinen granitische Gesteine, einen Melaphyr, Grünschiefer 
und phyllitische Gesteine unterscheiden werden. 

Justus Roth brachte auf seiner Übersichtskarte nach Beyrich 
im Bereiche unseres Aufnahmsgebietes Granite, dann Tonschiefer, 
Glimmerschiefer und Kreidebildungen zur Ausscheidung. 


!) Wolf nimmt an (]. c. pag. 492), man habe es mit Rotliegendbildungen zu tun. 


?) Roth sagt in seinen Erläuterungen zu der geognostischen Karte vom 
niederschlesischen Gebirge und den umliegenden Gegenden (mit i Übersichtskarte 
und 3 Tafeln. Berlin 1867. Neumann), pag. 237 nach Beyrich bezüglich seiner 
Glimmerschiefer, was auch da gilt wörtlich: „Man glaubt bei naßem Wetter über 
liegerdes fortzuschreiten‘“. 

®) Auch diese faßte Wolf (l.c.) als Perm auf, nar trennt er sie nicht von- 
einander in der Karte. Autor dieser Zeilen hat keine Beweise für, jedoch auch 
keine gegen diese Auffassung anzuführen. Als ausdrücklich problematische Aus- 
scheidungen sollen sie auch in der Karte ihre Aufnahme finden. 

*) Gelegentlich einer Brunnengrabung wurde in der Gegend angeblich einmal 
sogar so viel Kohle gefunden, daß eine kurze Zeit damit gefeuert wurde. 


598 Dr. Karl Hinterlechner. [4] 


Von dieser Karte fiel die Kartierung durch H. Wolf nur wenig 
verschieden aus, der außer über Kreide und Perm auch über 
Syenite, grüne Schiefer und einen Melaphyrmandelstein 
berichtete. 


1. Amphibolgranit von Studänka (Bründlbad) bei 
Reichenau. 


Der genannte Amphibolgranit ist östlich von Studänka ganz 
im Walde gelegen. In einem Steinbruche ist er gut aufgeschlossen. 
Diesem haben wir die Kenntnis von dem in Rede stehenden Gesteine 
zu verdanken. Der Waldbestand verhüllt alles und macht es auch 
unmöglich, die Granit(it)grenzen genau zu fixieren. Sicher ist es nur, 
daß wir in südlicher Richtung im Walde auf Kreidekonglomerate und 
im Graben, der gegen Norden führt, auf eisenschüssige und daher 
rotgefärbte Phyllitgneise stoßen. 

Dem unbewaffneten Auge fällt vor allem die fleischrote Färbung 
der überwiegenden Mehrzahl der Feldspate auf. 

Neben diesen tritt relativ selten ein farbloser Feldspat auf. 
Ersterer ist fett, letzterer glasglänzend. Als Zwillingsgesetz wurde 
an beiden das Karlsbader Gesetz beobachtet. Während jedoch die roten 
Feldspate bis auf die kleinsten Dimensionen herabsinken, zeigen .die 
farblosen mehr den Charakter von Einsprenglingen. Die Dimensionen 
der Querschnitte erreichen mitunter die Längen: 1'2 und 0°8 cm. 
Die Bestimmung beider Feldspate wurde an Spaltblättchen | (010) 
und |(001) vorgenommen. In allen Fällen wiesen die erzielten Resul- 
tate auf Orthoklas hin. 

Gleichzeitig mit dem roten Orthoklas fällt eine überaus große 
Menge von dunkelgrüner Hornblende auf. Derselben hat das 
Gestein seine im allgemeinen dunkle Färbung zu verdanken. Bezüglich 
der Größenausbildung steht die Hornblende den Feldspaten im all- 
gemeinen nach. Bis 1 cm lange Hornblendebildungen trifft man selten. 

Der Glimmer tritt als Biotit auf. Lokal fehlt er ganz. Durch 
seine Zersetzung bildet sich grünlicher Chlorit. Infolge Parallel- 
ordnung des Glimmers bilden sich auch zum Teil schiefrige Varietäten 
des Gesteines aus. 

Quarz wird mit freiem Auge nicht immer viel vorgefunden. 
Deshalb wäre man ab und zu vielleicht geneigt, von einem Syenit 
zu sprechen, wie es Wolf!) so wie auch Autor ?) dieser Zeilen schon 
tat. Unter dem Mikroskop verrät er sich stets in so großer: Menge, 
daß das Gestein als Granit zu bezeichnen ist. Auf die geringe Menge 
Quarz weist auch Beyrich hin’). 

Unter dem Mikroskop gelang es, außer Orthoklas, Quarz 
und grüner, durchsichtiger Hornblende noch einen Plagioklas, 
und ferner Apatit nachzuweisen. Gestreifter Plagioklas war sehr 
selten gefunden worden in biotitfreien Varietäten des Gesteines. Wo 


!) ]. ec. pag. 484—485. 
2) Verhandl. d. k. k. geol. R.-A. 1901. S. 141. 
») Roth, Erläuterungen etc., pag. 249. 


[5] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 599 


auch Biotit auftrat, war der Plagioklas häufiger. Mit Bezug. auf die 
Zwillingsgrenze symmetrisch auslöschende Lamellensysteme wiesen nur 
minimale Auslöschungsschiefen auf. Das Maximum betrug 15°. Allem 
Anscheine nach dürfte man es mit einem sehr sauren Gliede der 
Plagioklasreihe zu tun haben. Beyrich bezeichnete den Plagioklas 
als Oligoklas (l. c. pag. 249). 

Während der Granit aus besagtem Steinbruche sehr hornblende- 
reich ist, wurden am Wege von Studänka zum Sv. Ivan im 
Jawornitzer Tale rechter Hand zwischen Gmneisblöcken auch 
Belege für aplitische Bildungen angetroffen. Diese sehen auf den 
ersten Blick saurer aus. Der Hornblendereichtum fehlt ihnen ‚und 
dafür tritt neben Biotit auch Muskovit auf. Die Korngröße sinkt 
hier bedeutend herab. Im Gegensatze zum mittelgrobkörnigen (auch 
fast porphyrischen) Gefüge des Gesteines aus erstgenanntem Stein- 
bruche ist die Struktur hier feinkörnig und erinnert sehr an Aplite. 


2. Amphibolgranitit von Lukawitz—Benätek. 


Das Gestein wurde im oberen Teile des Dorfes Lukawitz 
aufgeschlossen angetroffen. Die Tallehne besteht da zum Teile aus 
Granitit. Derselbe ist jedoch derart verwittert und zersetzt, daß es 
der Bevölkerung gelang, darin eine große Höhlung herzustellen, in der 
zur Zeit meiner Aufnahmstätigkeit in bezüglicher Gegend eine arme 
Familie hauste ). Alle sonstigen Beobachtungen und Aufzeichnungen 
wurden auf Grund von Feldlesesteinen vorgenommen, falls man von 
einem Straßengrabenaufschlusse absieht. 

Schon Wolf führt an, daß dieses Gestein zum Teile Gneis- 
struktur aufweist und viel chloritischen Glimmer verriet. Horn- 
blende führt es weniger als der Granit im Jawornitzer Tale. 
Deshalb ist auch die durch die Zersetzung hervorgerufene rote Farbe 
weniger intensiv; mitunter ist die Farbe sogar ganz grau. Wolf 
bezeichnet auch dieses Gestein als Syenit. 

An manchen Stellen wurden Belegstücke gefunden, die für eine 
(lokal) aplitische Natur des Granits oder für vorhandene Aplite sprechen. 
Das Gefüge derselben ist ziemlich feinkörnig. 

Östlich Kote 545, nordwestlich Benätek und östlich Skuhrov, 
wurde einmal ein Feldlesestein von grauer Farbe und porphyrischer 
Struktur bei sehr geringen Korndimensionen vorgefunden. Der Feld- 
spat bildet zwei Generationen. In beiden zeigt dieses Mineral unter 
dem Mikroskope die Tendenz, leistenförmige, idiomorphe oder an idi- 
omorphe Schnitte erinnernde Gestalten anzunehmen. 

Die Grundmasse besteht aus gestreiftem und ungestreiftem 
Feldspat, Quarz, grüner Hornblende, Biötit und Apatit- 
leistchen. Bis auf den Feldspat nehmen alle Elemente unregelmäßige 
Körnerformen an. 

Wollte man obiges Gestein als Gangbildung deuten, so wäre es 
wahrscheinlich am besten, dasselbe als quarzfreien Amphibol- 


!) Wolf bemerkt, daß die Einwohner ihre Keller wie in Lößhügel in den 
Granit hineingraben, ]. c. pag. 485. 


Jahrbuch d. K. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Hinterlechner.) 77 


600 Dr. Karl Hinterlechner. [6] 


sranitporphyr zu benamsen. Die auffallend verschiedene Ausbildung 
des Gesteines mit Bezug auf den Amphibolgranitit selbst sowie obige 
Angaben berechtigen vielleicht dazu. Der Ausdruck „quarzfrei* soll 
nur das Fehlen des Quarzes unter den Einsprenglingen bedeuten. 
Von der kartographischen Ausscheidung stand ich ab, da nur ein 
Feldlesestein vorlag. 

Was die Altersfrage unserer Amphibolgranite mit Bezug 
auf die Schiefergesteine betrifft, liegen keine Beobachtungen aus 
unserem Gebiete vor. Mit dem erstbeschriebenen Amphibolgranit von 
Studänka ist vorstehender Granitit verwandt. Der wesentlichste Unter- 
schied liegt nach meiner Meinung nur in der zum Teile verschiedenen 
Biotitführung. 


3. Melaphyr. 


Wolf!) berichtet über ein Melaphyrmandelsteinvorkommen nach- 
stehendes. 

„Außerdem?) findet sich aber auch an der unteren Kreidegrenze, 
am rechten Talgehänge in der Mitte von Lukawitz bis hinter das 
Slavienker Wirtshaus, ein sehr zersetzter Melaphyrmandel- 
stein, außen rotbraun, im Innern grünlichgrau, vollständig auch in 
Varietäten übergehend, die rotem Toneisenstein gleichen. Das 
Eisenoxydhydrat ist dann so herrschend, daß man diese Mandelsteine 
bisher vollkommen als Eisensteine betrachtete. 

Die Zersetzung ist so weit vorgeschritten, daß die Hohlräume 
der Mandeln, welche früher was immer für Zeolithe erfüllt haben 
mögen, nun mit Brauneisenstein erfüllt sind. Die Behandlung 
mit Säuren weist keine Spur eines kohlensauren Kalkes mehr nach. 
Der vorherrschende Tongeruch und der matte erdige Bruch bezeugen 
das höchste Stadium der Zersetzung, in welchem dieses Gestein sich 
befindet, auf dessen ursprünglichen Typus außer der Form der Hohl- 
räume kaum irgendein Merkmal mehr hinweist.“ 

In der Beyrichschen Karte und in der, die den Rothschen 
„Erläuterungen“ beigegeben ist, sehen wir bezüglichen Melaphyr nicht 
verzeichnet. 

Zu den Wolfschen Auseinandersetzungen hätten wir nur weniges 
zu bemerken. Der Melaphyr reicht nicht von „der Mitte von Lukawitz 
bis hinter das Slavienker Wirtshaus“. Er reicht nämlich nur von 
den letzten Häusern von Lukawitz bis hinter das Wirtshaus 
Slavenka. 

Der makroskopische Habitus ist in einzelnen Fällen ein der- 
artiger, daß er an Laven zumindest erinnert. Die Oberfläche ist 
nämlich ganz unregelmäßig, wie zerhackt oder zersprungen und wulstig. 

In einem (einzigen) Falle glaube ich sogar eine Art Schichtung 
beobachtet zu haben. 

Das mikroskopische Studium lieferte wegen der enormen Zer- 
setzung nur sehr spärliche neue Resultate. Von den ursprünglichen 


ı\ 1. c. pag. 49. 
?) Gemeint ist (nach Wolf) das Rotliegende in Lukawitz. 


[7] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 601 


Gemengteilen wurde nur ein zersetzter Feldspat sicher erkannt. Über 
die Herkunft der manchmal reichlich vorhandenen, unregelmäßig 
begrenzten Quarze wage ich nichts Bestimmtes vorzubringen. Als 
sekundäre Minerale werden Chlorit, Chalcedon(), Quarz, 
tonige Elemente, Limonit und hie und da Epidot erkannt. 
Die ersteren treten einzeln in unregelmäßigen Formen auf; sie können 
jedoch auch Aggregate bilden. Der Limonit imprägniert das ganze 
Gestein, der Epidot tritt selten auf. Wo die Zersetzungsprodukte zu 
unregelmäßigen Formen zusammengeballt erscheinen, da glaubt man 
es mit einem zersetzten Tuffe zu tun zu haben. Auf ein derartiges 
Gebilde scheinen übrigens auch die Quarzsplitter hinzuweisen. Manche 
Quarze werden nämlich bis über linsengroß. An solchen wurde eine 
unanfechtbare Kantenrundung beobachtet. Sie sind also gewiß 
Fremdlinge im Gesteine. Auch diese sprechen mithin für die Tuff- 
natur des Melaphyrmaterials. 


4, Phyllitgneis aus dem Jawornitzer Tale. 


in der Karte ist dieses Gestein mit den weiter unten sub 5 
beschriebenen Phylliten zusammengezogen. 

Fassen wir in unserem Aufnahmsgebiete den Mittellauf des 
Jawornitzer Baches und die Gegend südlich von Drbalov vor 
allem ins Auge. Auf den beiden Gehängen des Jawornitzer Tales und 
in den drei Gräben, die von Südost kommend ins genannte Tal ein- 
münden, treffen wir auf ein Gestein mit folgenden Eigentümlichkeiten. 

Die Farbe ist verschieden dunkelgrau, dann braun, rotbraun und 
kann (in der Schlucht von Studänka gegen Sv. Ivan) auch grün 
werden. In den allermeisten Fällen ist das Gestein deutlich dünn- 
schiefrig, manchmal auch phyllitisch gefältelt. Auf den Schieferungs- 
flächen ist der Glimmer entweder in Gestalt kleiner Schuppen deutlich 
und leicht zu erkennen oder er bildet dünne Häute, welche dem Gesteine 
einen rein phyllitischen Habitus einbringen. Diese Häute fehlen auch 
ganz. Im Handstücke kann man deshalb Proben von verschiedenen 
Fundpunkten bald direkt als Phyllit und bald auch als Gneis, bezie- 
hungsweise vielleicht als Glimmerschiefer!) ansprechen. Bei der 
Betrachtung im allgemeinen macht jedoch das Gestein im Felde zumeist 
den Eindruck eines Zwischengliedes zwischen Phyllit und Gneis, be- 
ziehungsweise ersterem und Glimmerschiefer. 

An manchen Stellen, wie zum Beispiel beim Sv. Ivan-Felsen, 
dann bei Kote 336, in dem Graben, der von Studänka zum Sv.Ivan 
führt, und am linken Ufer des Jawornitzer Baches bei Sv. Ivan 
erinnert das Gestein mitunter auch an kontaktmetamorphe Gebilde. 

An den angeführten Stellen zeichnet sich der Phyllitgneis durch 
eine besondere hornfelsartige Zähigkeit aus. Die schiefrige Struktur 
wird undeutlicher. Im Querbruche ist das Gestein fast körnig oder 
man bemerkt hie und da ein quergestelltes Glimmerblättchen. Es 
sei gleich hier bemerkt, daß die Beobachtungen unter dem Mikroskop 


') Beyrich faßte das Gestein als Glimmerschiefer auf und schied es auch 
in solcher Weise aus. 


Fi 


602 Dr. Karl Hinterlechner. [8] 


die Annahme eines Kontaktmetamorphismus, der vom Studänka- 
granit hätte ausgeübt werden sollen, nicht erweisen. 

Das unbewaffnete Auge erkennt mit Sicherheit nur Quarz und 
Glimmer!), Feldspat nicht immer. 

Die ersten zwei Komponenten scheinen auch im mikroskopi- 
schen Bilde zu herrschen. 

Der Quarz ist unregelmäßig begrenzt und wasserhell; er be- 
herbergt wie gewöhnlich Gas- und Flüssigkeitseinschlüsse. Die für 
die Struktur von kontaktmetamorphen Gesteinen charakteristische 
Ausbildung fehlt dem Quarz ebenso wie jedem der folgenden Elemente. 

Die Glimmergruppe ist durch den Biotit und Muskovit 
(Serieit) vertreten. Der Biotit ist wie gewöhnlich braun. Nur in den 
grünen Gesteinsmodifikationen nimmt er, wie es scheint, infolge Zer- 
setzung‘ eine grünliche Farbe an. Die Grünfärbung schreitet von 
außen gegen innen vor. Damit Hand in Hand tritt im dunklen Glimmer 
in Körnerform auch ein Erz neben nadelförmigen Gebilden auf, die 
ich für Rutilnadeln halte. 

Außer diesem Zersetzungsprozeß haben die grünen Gesteins- 
modifikationen ihre Farbe auch (wenn nicht in gleichem Maße) dem 
Auftreten von Chlorit zu verdanken. 

Verhältnismäßig selten tritt Biotit in der Form von Tropfen im 
Quarz als Einschluß auf. 

Während der Muskovit in den mehr gneisartigen Habitus auf- 
weisenden Varietäten etwas zurücktritt, herrscht er dagegen in den 
phyllitischen. 

Feldspat war in einzelnen Schliffen sicher vorhanden und 
leicht zu erkennen. Er bildet da unregelmäßige Körner, ist infolge 
Zersetzung stark getrübt und verrät in Schnitten mit deutlicher 
Zwillingsstreifung mit Bezug auf die Zwillingsgrenze eine Auslöschungs- 
schiefe von 5—6° in ein paar Fällen. Um sich volle Klarheit zu ver- 
schaffen, ob das Gestein stets Feldspat führt, wurde ein scheinbar 
feldspatfreier Schliff mit Flußsäure geätzt und mit Anilinblau gefärbt 
nach den Angaben Beckes?). 

Die Probe stammte von dem sehr frischen, harten, dunkelgrauen 
(zum Teile etwas hornfelsartigen) Gesteine des Sv. Ivan-Felsens. Vor 
der Behandlung'mit 4 Fl waren die unregelmäßig begrenzten farb- 
losen Bestandteile fast ganz wasserklar. Eine Unterscheidung von 
Quarz und Feldspat war bei Berücksichtigung des Brechungsquotienten 
allein sehr schwer. Ein Bild von der Menge der einzelnen Gemeng- 
teile konnte man überhaupt nicht bekommen. Nach der oben ange- 
führten Behandlung zeigte es sich jedoch, daß vom Feldspat doch 
ziemlich viel vorhanden ist; er ist wesentlicher Gemensteil. 

Dieser Umstand bringt es mit sich, daß mancher Forscher in 
Rede stehendes Gestein aus dem Jawornitzer Tale vielleicht kurzweg 
als Gneis wird bezeichnet wissen wollen). 


!) Deshalb ist auch gegen die Bezeichnung Glimmerschiefer nichts einzuwenden. 


?) Unterscheidung von Quarz und Feldspat in Dünnschliffen mittels Färbung. 
Tschermaks Min.-petrogr. Mittlgn. 1888, X, 90, und 1891, XII, 257. 


®) Im Gegensatze zu Beyrichs Glimmerschiefer. 


[9] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens, 603 


Ein fast farbloses, zweiachsiges, unregelmäßig begrenztes Mineral 
mit sehr deutlichem Relief, sehr schwacher Doppelbrechung und 
einem System ziemlich gut ausgebildeter Spaltrisse wurde als Zoisit 
(? Zoisit «) gedeutet. 

Manche Durchschnitte zeigen hellrosa Achsenfarben; andere 
weisen nur derartige Flecke auf (Thulit): 

Winzig kleine Körnchen, die ich für Zirkon halten möchte, 
wurden als Einschlüsse im Muskovit vereinzelt gefunden. Um diese 
Körner wurden pleochroitische Höfe beobachtet. In einigen ganz ver- 
einzelten Fällen wurden Fibrolithaggregate angetroffen. Auf den 
Schieferungsflächen tritt Pyrit, manchmal in Form feiner Über- 
züge, auf. 

Im Anschlusse an die gneisartigen Gesteine aus dem Jawornitzer 
Tale seien hier die gleichen Funde aus dem Dorfe Habrovä (nördlich 
Reichenau) angeführt. Wo die Weißenberger Schichten in Habrovä 
auf der östlichen Lehne hinreichend weit zurücktreten, um den 
kristallinen Untergrund erscheinen zu lassen, überall finden wir den 
Phyllitgneis wieder). Auch das in. Rede stehende Vorkommen vom 
östlichen Gehänge des Kn&änatales in Habrovä (am westlichen 
Talgehänge wurde es nur vis-&-vis der Mündung des Rehberggrabens 
angetroffen) wird von manchen vielleicht ohne weiteres als Gneis statt 
als Phyllitgneis aufgefaßt werden. 

Als wesentliche Gemengteile kann man schon mit freiem Auge 
Quarz, Feldspat und dunklen sowie hellen Glimmer erkennen. 
Das Mikroskop enthüllt ziemlich viel Feldspat. 

Die schiefrige Struktur macht an manchen Stellen einer schuppigen 
bis körnigen Platz. Hie und da sind jedoch auch hier die Glimmer 
in Form feiner dünner Häute vorhanden. Die Struktur wird dann flaserig 
und das Korn im allgemeinen bedeutend kleiner. 


5. Phyllitische Gesteine. 


Unter diesem Namen fassen wir die Phyllite, respektive phyllit- 
ähnlichen Gesteine des Rehberggrabens, des oberen Kn&ina- 
und Albatales und die Vorkommen am nördlichen Blattrande 
zusammen. 

Wie schon bemerkt, nähern sich die oben Seite 601 bis 603 
beschriebenen Schiefer habituell den Gneisen (Glimmerschiefern) und 
können vielleicht auch mit diesen identifiziert werden. Im Gegensatze 
dazu tragen die nachstehend zu erörternden schiefrigen Gesteine 
einen rein phyllitischen Habitus zur Schau, obschon jedoch auch 
diese lokal etwas gneisartig werden können. 

Im Kartenbilde wurde im Gegensatze zur Beschreibung die 
Trennung deshalb nicht vorgenommen, weil die Grenzlinie manchen 
Ortes nach Ansicht des Autors subjektiv hätte ausfallen müssen. 

Um jeder Deutung bezüglich des Alters obiger „Phyllit- 
gneise“ und dieser „Phyllite* im voraus schon hier den Boden zu 
entziehen, bemerke ich ausdrücklich, daß ich diese Namen nur deshalb 


!) Besonders schön hinter dem Wirtshause „Emaus“. 


604 Dr. Karl Hinterlechner. [10] 


gewählt babe, um das Äußere der Gesteine zu charakterisieren. 
Die Altersfrage will ich mit dieser Namenswahl nicht angeschnitten 
wissen. Unser Aufnahmsgebiet ist dafür zu klein! 

In vielen Fällen erscheinen unsere Phyllite dünnblättrig und eben- 
flächig, oft sind sie jedoch auch deutlich „phyllitisch“ gefältelt. Auf 
dem Hauptbruche verraten sie einen seidenartigen Glanz, schimmern 
slimmerähnlich oder lassen den Glimmer auch schon mit freiem Auge 
erkennen. Der erwähnte Glanz kann eventuell auch nur schlecht zur 
Ausbildung gelangt sein. Gänzliches Fehlen wurde ebenfalls beobachtet. 
Die Farbe ist zumeist grau, dunkelgrau bis schwarz und graubraun, 
sie kann jedoch auch grünlichgrau. oder schmutziggelblich werden. 
Durch Zersetzungsprozesse wird sie Tot. 

Die erwähnte rote Farbe der Phyllite rührt von dem lokalen 
reichlichen Eisengehalte her. So wurden bei der Kirche in Lukawitz 
und auf den von da gegen Osten führenden Feldwegen rote Schiefer 
angetroffen, die im Wesen nur aus Quarz, Feldspat und roten Eisen- 
erzen bestehen. Diese Bildungen wäre ich geneigt hypothetisch als 
eisenschüssige Phyllite zu deuten. 

Bei Kote 455, ostsüdöstlich Wirtshaus Slavönka, ging in dem 
dortigen eisenschüssigen Quarzit (oder vielleicht Quarzphyllit) seiner- 
zeit sicher der Bergbau herum. Auf den Schieferungs- und Kluftflächen 
wurden reichlicher Limonit (Hämatit) und einmal auch winzig kleine 
schwarze Kristalle von (?) Eisenglanz beobachtet. 

Abgesehen von den angeführten Stellen wurden derlei rote 
Gebilde auch noch südwestlich Neudorf und bei Roudne an der 
nördlichen Blattgrenze angetroffen. 

Der matte Querbruch der Phyllite läßt entweder keinen Einblick 
in die Zusammensetzung des Gesteines zu oder er verrät nur Quarz 
und Feldspat. Der Glimmer wird, wie schon oben bemerkt, auf 
dem Hauptbruche in Form von Schüppchen oder feinen Häutchen an- 
getroffen. Die Korngröße der Bestandteile ist durchgehends geringer 
als in den Phyllitgneisen. 

Die mikroskopischen Studien lehren folgendes. In hervorragender 
Weise beteiligen sich an der Zusammensetzung des Gesteines Quarz, 
Muskovit (Serieit), ferner auch Biotit und chloritische Sub- 
stanzen. Feldspat scheint im allgemeinen nicht nur nicht zu 
fehlen, sondern tritt in nicht vereinzelten Fällen sogar ziemlich reich- 
lich auf. In variablen Mengen wurden kohlige Elemente und Rutil 
beobachtet. 

Die Begrenzung obiger Bestandteile ist stets unregelmäßig. 
Das gleiche kann manchmal von ihrer Verteilung im Gesteine selbst 
bemerkt werden. 

Relativ mächtigere Lagen ohne alle farbigen Bestandteile wech- 
seln ab mit solchen, die auch letztere führen. | 

Neben dem Muskovit und dem grünlichen Chlorit tritt 
brauner Biotit auf. Derselbe muß sehr häufig geradezu als wesentlicher 
Bestandteil aufgefaßt werden. Wie die beiden erstgenannten Elemente, 
so bildet auch dieser bald kurze Leistchen, bald unregelmäßige Lappen. 
Zwischen den farblosen Elementen tritt der Biotit in Form von Häuten 
oder im Schliffe von braunen Strängen auf. 


[11] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 605 


Das Mineral hat nur einen kleinen Achsenwinkel. 

Hochkristallin entwickelte Biotitphyllite bilden das Bindeglied 
der eigentlichen Phyllite mit dem Phyllitgneis des Jawornitzer!) 
Tales. 

Der Feldspat verrät sich am häufigsten durch die Zersetzungs- 
prozesse, denen er anheimfällt. Diese erleichtern zumindest die Unter- 
scheidung gegenüber dem Quarze, von dem nichts besonderes anzuführen 
ist. Polysynthetische Lamellierung wurde nur ganz ausnahmsweise beob- 
achtet; selbst einfache Zwillinge sind selten. Zumeist fehlt jede 
Zwillingsbildung. 

Fraglicher Magnetit und (auf dem Hauptbruche) Pyrit sind 
neben kohligen Substanzen selten fehlende Bestandteile. Letztere 
können so sehr überhandnehmen, daß man esmit Graphitschiefern 
zu tun bekommt. Derartige Funde wurden vornehmlich im Rehberg- 
graben gemacht. 

Sowohl am Fuße des „Mlynärüv kopec“ als wie auch auf 
dem gegenüberliegenden Ufer fand ich westlich bis nordwestlich von 
VochosS und östlich von der Häusergruppe „zu Habrovä“ im Tale 
Spuren bergmännischer Tätigkeit, die auf Versuchsbaue auf Graphit 
hinwiesen. 

Das bezügliche Gestein von diesen Lokalitäten ist schön phyllitisch 
gefältelt, grauschwarz gefärbt, erdigmatt oder auch fast metallisch 
glänzend und färbt zum Teile ab. Mit der Lupe erkennt man zahlreiche, 
jedoch winzig kleine Pyritkriställchen. Durch Verwitterung derselben 
bilden sich Limonithäute und, wie es scheint, (?) Eisenvitriol- 
UÜberzüge. Daher stammen die unregelmäßig schmutziggelben Flecke 
des Gesteines. Unter dem Mikroskope verrät sich in den Gesteins- 
partien mit dem größten Gehalte an kohligen Bestandteilen abgesehen 
von diesen noch Quarz und etwas weniges von Glimmer und 
Chlorit. Selbst in den günstigsten Fällen ist der hohe Quarzgehalt 
ein Hindernis für die technische Gewinnung des Graphites. 


6. Grünschiefer. 


Unter diesem Namen sollen alle hornblendereichen Gesteine 
zusammengefaßt werden. Ausgeschlossen sind, was schon aus der Über- 
schrift erhellt, selbstverständlich die Amphibolgranite. 


Schon H. Wolf?) konstatierte in unserem Gebiete „grüne 
Schiefer“. 


In seiner bezüglichen Arbeit findet sich auch folgende Analyse 
des „grünen Schiefers aus dem V&elnywalde östlich von 
Reichenau“. 


!) Durch die Existenz derartiger Gebilde wird, abweichend von der Beyrich- 
En Auffassung, auch das Vereinfachen des Kartenbildes gerechtfertigt er- 
scheinen. 


?) Bericht über die geologische Aufnahme im östlichen Böhmen. Jahrb. d. 
k.k. geol. R.-A. 1864, pag. 479. 


606 Dr. Karl ‚Hinterlechner. [12] 


Prozente 
Kieselsäure.,.r u... Zr BL 
Tonerde iii. Er mob ARE 148 
Eisenoxydul’ 2 a sspme 13:2 
Kalk. REN er 9:6 
Magnesia 2:7 War 6°5 
Glühverlust — . ma 2:6 

1004 
Spezifisches Gewicht... . . 2:19 


Die Farbe unserer Grünschiefer ist im allgemeinen graugrün bis 
dunkelschwärzlichgrün. Braune Farben werden durch die Verwitterung 
erzeugt. Durch eine lagenweise Verteilung der Hornblende und eventuell 
des Epidotminerals kann eine Bänderung hervorgerufen werden. Es 
bilden sich hellere und dunklere Streifen. Zumeist sind die Grün- 
schiefer deutlich schiefrig (dünnschiefrig) struiert; hie und da sind 
sie phyllitisch gefältelt und dann seidenglänzend (Lesesteine nord- 
östlich von der Kreide in Lukawitz). Außerdem werden sie dick- 
schiefrig und lokal fast körnig, wie zum Beispiel südlich Mezdrit 
im Rehberggraben und bei Kote 545 auf der Anhöhe ostsüdöstlich 
von der Rosahütte im Albatale. 

Mit Rücksicht auf die Größe der Gemengteile können »diese 
Gesteine dem unbewaffneten Auge dicht, fast dicht oder feinkörnig 
erscheinen. Je nach der lokalen Ausbildung kann man daher auf 
diesem Wege entweder kein Mineral sicher erkennen oder nur 
Hornblende, und schließlich auch Quarz und Feldspat. Das 
letztere ist besonders bei den körnigeren Varietäten der Fall. 

In einigen wenigen Fällen wurde auch (sehr wenig) Biotit mit 
freiem Auge erkannt. 

Der Bruch der Grünschiefer ist in frischem Zustande splitterig. 

In der eingangs zitierten Arbeit H. Wolfs heißt es pag. 481: 
„An dem Jawornitzer Bache im Vtelnywald in der Nähe der Häuser 
Drbalov fanden sich am rechtseitigen Gehänge des Tales Trümmer 
eines (solchen) Konglomerats, bestehend aus grüner körniger Grund- 
masse, in welcher einzelne deutlich abgerollte Quarzkörner bis zur 
Erbsengröße eingeschlossen sind.“ 

Daraus leitete Wolf den sedimentären Ursprung seiner „grünen 
Schiefer“ ab. 

Ich muß leider gestehen, weder okiges noch ein anderweitiges 
derartiges makroskopisch wahrnehmbares Phänomen beobachtet zu 
haben. | 

Als wesentliche Gemengteile unserer Grünschiefer erweisen sich 
unter dem Mikroskop: Hornblende, Quarz und Feldspat, lokal 
ist viel Chlorit beobachtet worden; reichlich ist mitunter Epidot 
und Calcit vorhanden; sonst sind noch anzutreffen: Magnetit, 
Ilmenit, Titanit, Leukoxen, Zoisit, Biotit und Limonit. 

Die Struktur ist unter dem Mikroskope mit einzelnen Aus- 
nahmen deutlich schiefrig. Die Hornblendenadeln lagern sich mit 


[13] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 607 


ihrer vertikalen Achse parallel oder nahezu parallel zueinander. Bei 
strenger Einordnung des genannten Minerals in die Schieferungsebene 
können auch die übrigen Gemengteile nicht anders in den Verband 
eintreten. Nimmt jedoch die Hornblende mehr Körnerform an, wie 
dies vornehmlich in den makroskopisch körnigen Varietäten und in 
gewissen amphibolitartigen Abarten unserer Grünschiefer der Fall ist, 
so kann der schiefrige Charakter der Struktur für das mikroskopische 
Bild mehr oder weniger (auch ganz) verloren gehen. In dieser Hinsicht 
können wir dann folgende drei Fälle unterscheiden. Die Struktur ist 
wie makroskopisch so auch unter dem Mikroskope fast rein körnig, das 
heißt, alle Elemente sind unregelmäßig körnig begrenzt. Im zweiten 
Falle können die wesentlichen Gemengteile (Hornblende, Feldspat und 
Quarz) zwar in kristallographischer Beziehung auch unregelmäßig 
begrenzt sein, die Elemente zeigen jedoch hier nur geradlinige 
Konturen. Es bildet sich da eine Art Pflasterstruktur aus. Die dritte 
Strukturmodifikation kann man endlich wie folgt charakterisieren. Die 
Hornblende liegt in Form von Nadeln von verschiedener, zumeist jedoch 
mäßiger Breite vor. Ihre Anordnung ist eine vollständig unregelmäßige. 
Manchmal „verfilzen* sich die Nadeln förmlich. Den zwischen ihnen 
freibleibenden Raum füllen die übrigen Bestandteile aus. In dem Falle 
scheint mir nun folgendes beachtenswert. Mit Fuess’ Okular 2, Obj. 4, 
sehen wir zwischen den Hornblendenadeln unregelmäßige weißgraue 
Felder. In parallel polarisiertem Lichte erscheinen die Felder einheit- 
lich, die Lichtbrechungsverhältnisse sind also in den einzelnen Feldern 
an allen Stellen gleich oder scheinen zumindest gleich zu sein. Bei 
gekreuzten Nikols zerfällt dagegen jedes derartige Feld in eine Anzahl 
kleinerer. Studiert man nun diese Gebilde mit Fuess’ Okular 2, 
Obj. 9, bei gekreuzten Nikols an den dünnsten Schliffstellen, so erkennt 
man, daß man es mit Aggregaten zu tun hat, in denen die einzelnen 
Elemente nicht oder verschieden scharf voneinandergeschieden sind. 
In Rede stehende Aggregate scheinen zumindest aus zweierlei Elementen 
zu bestehen. Das eine sieht fast wasserhell, das andere wie bestaubt 
aus. Ich vermute, daß das erstere Quarz, das letztere Feldspat 
ist; dieser scheint zu herrschen. 

Die geschilderten Aggregate durchtränken förmlich den Schliff. 
Sie dürften also zumindest ähnlich, wenn nicht gleich sein den „Grund- 
aggregaten*, die A. Pelikan!) beschrieb. 

Die Hornblende zeist fast ausnahmsweise lange, dünne, nadel- 
und säulchenartige Formen. Körner wurden daran nur untergeordnet 
beobachtet. 

Die Nadeln und Säulchen endigen unregelmäßig; häufig zerfasern 
sie sich in noch feinere (dünnere) Gebilde. Größere Gebilde werden 
auch deutlich ausgewalzt und sehen infolgedessen wie geschwänzt aus. 
Quergliederung der Nadeln war auch zu beobachten. 

Die Farbe des Amphibolminerals war nie braun; in der Regel 
ist sie grün, sie kann jedoch im Schliffe auch hellgrün, gelblichgrün 
bis sehr licht (fast farblos) werden. Neben diesen Nuancen kann man 


‘) Über die mährisch-schlesische Schalsteinformation. Sitzungsber. d. kais. 
Akad. d. Wissensch. 107. Bd. 1898. Wien. 


Jahrbuch d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1904, 54. Bd., 3. u. 4. Hft. (Hinterlechner.) 78 


608 Dr. Karl Hinterlechner. [14] 


auch die für den Karinthin besonders bezeichnende blaugrüne 
Farbe des der Längsrichtung zunächst schwingenden Strahles beob- 
achten. Die überwiegende Mehrzahl der Hornblendedurchschnitte zeigt 
nur schwachen bis kaum merkbaren Pleochroismus. Solche wurden 
für Aktinolith gehalten. Da die Hornblende der einzige oder 
wenigstens der bei weitem vorwiegende gefärbte Gemengteil des Ge- 
steines ist, kann man unsere Grünschiefer auch als Bornblende- 
srünschiefer bezeichnen. 

Als nie fehlende farblose wesentliche Gemengteile wurden Quarz 
und Feldspat erkannt. Wo sie aus gleich frischen Substanzen 
bestehen, sind sie sicher nur durch Tinktion voneinander zu trennen. 
Die Zwillingslamellierung und besonders die Umwandlungsprozesse, 
denen die Feldspate anheimfallen, helfen zum Glück häufig darüber 
hinweg. 

Eine Art „Grundaggregat“ wurde unter dem Mikroskope in den 
Gesteinsproben nördlich Kote 583 westlich Klein-Aufim, am rechten 
Gehänge des Albatales beobachtet. 

Der Feldspat zeigt nur ganz ausnahmsweise größere Durch- 
schnitte. Diese sind übrigens durch die zahlreichen sekundären Bildungen 
vollkommen getrübt und für eine optische Bestimmung durchaus un- 
geeignet. Polysynthetisch verzwillingte Individuen verraten mit Bezug 
auf die Zwillingsgrenze nur kleine Auslöschungsschiefen. Letztere 
lassen die Vermutung zu, es seien recht saure Glieder vorgelegen. 
Als sekundäre Bildungen wurden zumeist Kaolin und ein heller Glimmer 
(Serieit) beobachtet. Zu diesen tritt jedoch sehr häufig noch ein, 
respektive noch zwei Minerale hinzu. Man unterscheidet nämlich Schnitte 
sekundärer Minerale mit verschiedener Stärke der Doppelbrechung. 
Die stark doppelbrechenden wurden für Epidot, die schwach doppel- 
brechenden für (?) Zoisit gehalten. 

Ganz zersetzte größere Feldspate erscheinen unter dem 
Mikroskope manchmal von den Hornblendenadeln wie umflossen, das 
heißt umsäumt. In solchen Fällen hat man es mit förmlichen mikro- 
skopischen Augen zu tun. Aus dem Plagioklas entstehen durch Zer- 
setzung außer den schon angeführten Mineralien noch Carbonate 
und Quarz. 

Für Magnetit wurden die winzigen, schwarzen Körnchen eines 
Erzes gehalten. Ihre Anordnung war manchmal eine streifen-, ketten-, 
beziehungsweise schnurartige. 

Am Ausgange des Rehbergrabens, südlich von der Häusergruppe 
„zu Habrovä“, wurde namentlich in den etwas gröberkörnigen Ab- 
arten, die gleichzeitig etwas weniger deutlich schiefrig struiert waren, 
Ilmenit, beziehungsweise 7% O,-haltiger Magnetit angetroffen. Die 
Ausbildung war dieselbe, wie sie vom Maenetit bekannt ist. Im Gegen- 
satze zu diesem wiesen jedoch die Schnitte im Schliffe im reflektierten 
Lichte einen weißen Saum von Leukoxen auf, der als Zersetzungs- 
produkt eines Ilmenits zu deuten sein dürfte. Häufig ist er als Ein- 
schluß in den grünen Hornblendekörnern beobachtet worden. Der 
Ilmenit tritt jedoch auch außerhalb derselben auf. In Gesellschaft des 
Ilmenits wurde stets auch ein auffallend großer Gehalt des Titanits 
gefunden. 


[115] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 609 


Titanit. Unregelmäßige kleine Körner und Mineraldurchschnitte 
von spitzrhombischer Form (Briefkuvertform) verrieten eine ausnahms- 
weise hohe Licht- und starke Doppelbrechung. Auf Grund dieser 
Eigentümlichkeit wurden sie für Titanit gehalten. Zwillinge, in denen 
die Zwillingsgrenze die rhombischen Querschnitte halbiert, waren selten. 
Stellenweise waren die Schliffe wie mit „Insekteneiern“ übersät; 
es waren dies Anhäufungen winziger, länglicher oder rundlicher 
Titanite. 

Ab und zu wurde in vereinzelten Proben in Spuren ein brauner 
Glimmer — Biotit — vorgefunden. 

Calcit verriet sich sowohl bei der mikroskopischen Untersuchung 
als auch bei der Behandlung mit verdünnter kalter Salzsäure (durch 
das Brausen). Seine Menge war eine wechselnde, häufig fehlte er ganz. 
Die Eingliederung in das Gestein war eine lagenweise; er kann es 
jedoch auch förmlich durchtränken. Dabei wird er zum herrschenden 
oder zumindest vorwiegenden farblosen Bestandteile. Im Umrisse 
linsenförmige Quarzaggregate mit Epidotbildungen in der Randzone 
führen Caleit als unregelmäßig begrenzte Kerne. (Diese Quarz-Oaleit- 
Epidot-Aggregate haben zum Teile wenigstens den Anschein einer aus- 
sewalzten Substanz. Die Linsen liegen in der Schieferungsfläche, 
verfließen ineinander oder sind voneinander völlig abgeschnürt. 

Der Epidot ist bald lagenweise, bald ganz unregelmäßig ver- 
teilt angetroffen worden. Er ist fast völlig farblos oder verrät eine 
nur sehr blaßgrünliche Färbung. Die Doppelbrechung ist sehr kräftig. 
Manche Epidote scheinen dagegen auch schwache Doppelbrechung 
aufzuweisen. Deriei Durchschnitte waren fast ganz farblos. Ein kurz 
leistenförmiger Schnitt mit unregelmäßiger Endigung verriet sich am 
Rande schwach, in einer mittleren Zone dagegen stark doppelbrechend. 
Parallel zu dieser und zur Längsrichtung des kurzen Säulchens war 
ein System zwar weniger, jedoch ziemlich scharfer Spaltrisse, quer 
dazu verliefen unregelmäßige Sprünge. Parallel zu diesen Sprüngen, 
also 1 zur Längsrichtung lag die Achsenebene. Viel Epidot findet man 
in manchem breccienartig zerklüfteten Materiale (Albatal). 

Limonit ist das Zersetzungsprodukt der Eisenerze. Manchmal 
bildet er Uberzüge auf Kluft- und Schieferungsflächen. Er kann auch 
in Gesellschaft des Chlorits das ganze Gestein imprägnieren. In 
einem Falle wurde im Jawornitzer Tale bei B&ölidlo der Versuch 
gemacht, das Eisenerz zu gewinnen. Das Material ist dort (am linken 
Ufer) sehr stark zersetzt und schmutzigbraun gefärbt. Manche Ab- 
arten sind auch braungrau und schwarz gebändert. Die Mächtigkeit 
der Bänder beträgt häufig nur Bruchteile eines Millimeters. Neben 
dem Erze wurde viel tonige Substanz beobachtet. Beim Anhauchen 
riecht das Gestein ganz wie ein Ton. Ein oder mehrere farblose 
Bestandteile bilden winzige Körnchen. 

Der Chlorit wurde in sehr wechselnden Mengen vorgefunden. 
In zahlreichen Schliffen wurde er gar nicht konstatiert. Dem Chlorit 
kann sowohl in den körnigen als wie auch in den schiefrigen Varietäten 
die Rolle eines sekundären reichlich vorhandenen Gemengteiles zufallen. 

Das genannte Mineral ist unregelmäßig begrenzt, ist fast farb- 
los oder zeigt eine blaßgrüne Färbung. Deshalb ist es bei geringer 

78* 


610 Dr. Karl Hinterlechner. [16] 


Korngröße einfach unmöglich, dasselbe in jedem Falle von der farb- 
losen oder blaßgrünen Hornblende zu trennen. Von dieser ist er häufig 
nur durch seine geringe Doppelbrechung zu unterscheiden. Aus diesem 
Grunde dürfte man annehmen, daß der Chlorit häufiger auftritt, als 
dies zu sein scheint. 


Lagerungsverhältnisse. 


Die Lagerungsverhältnisse wurden bereits im ersten Abschnitte 
der vorliegenden Arbeit vorübergehend berührt. Hier folge das 
Ergänzende. 

Im westlichen Teile des Jawornitzer Tales fallen die kristal- 
linen Schiefer unter einem Winkel von 50—70° gegen Nordwest ein; 
sie streichen also von Nordost gegen Südwest. Beim Sv. Ivan, also 
ungefähr in der Mitte des Bachlaufes (in unserem Terrain), fallen 
die Schiefer nördlich unter einem Winkel von zirka 70° ein. Streichen 
Ost—West. Am Blattrande dagegen finden wir ein Streichen in h 7—9 
mit nordöstlichem Einfallen unter einem Winkel von abermals bei- 
läufig 70°. 

Rehbergraben. Die Angaben bezüglich des Streichens und 
Fallens der kristallinen Schiefer bleiben hier fast dieselben wie für 
das Jawornitzer Tal. Nur beobachtete ich am Kartenrande ein ost- 
westliches Streichen mit nördlichem Einfallen. Winkel 70°. 

Kneäznatal. Im Dorfe Lukawitz ist das Streichen wieder 
nordöstlich bis südwestlich, das Einfallen ist nordwestlich. Winkel 60%. 
Schon bei Kote 389 treffen wir jedoch auf ostwestliches Streichen bei 
nördlichem Verflächen unter einem Winkel von zirka 30°; südlich 
Benätek streichen die Schiefer nordnordöstlich und fallen in west- 
licher Richtung ein. 

Alle bisher angeführten Streichungsänderungen vollziehen sich 
langsam und nie sprungweise. Ganz anders ist es damit im 
Albatale bestellt. Von SW gegen NÖ fortschreitend, sehen wir die 
Schiefer südwestlich Skuhrov nordöstlich— südwestlich streichen 
und am rechten Ufer nordwestlich, am linken südöstlich einfallen. 
Winkel 60—70°. Dasselbe gilt für die Gegend in und unmittelbar 
nordwestlich Skuhrov mit einer einzigen Ausnahme nördlich von 
der Brücke (nordwestlich Skuhrov), wo die Phyllite am rechten Ufer 
einmal nordwestliches, und einmal südöstliches Einfallen aufweisen. 
Auch bei der Rosahütte sehen wir die Grünschiefer am rechten 
Ufer gegen Nordwest, am linken gegen Süd, beziehungsweise Südost 
sich verflächen bei gleichbleibender nordöstlicher, beziehungsweise 
südwestlicher Streichungsrichtung. Der Fallwinkel betrug am rechten 
Ufer über 70°, am linken dagegen kaum 40°. 

Wo der Albabach .ober der Rosahütte die erste scharfe 
Biegung macht, ist das Streichen noch immer nordöstlich bis südwest- 
lich; das Fallen südöstlich. Winkel 80° und darüber. In der äußersten 
Nordostecke unseres Kartenblattes sehen wir Streichen und Fallen 
sehr rasch sich ändern. Die Schichten stehen bald seiger, bald fallen 
sie nordwestlich, nordöstlich oder südwestlich unter verschiedenen, 


[117] Beiträge zur Kenntnis der geologischen Verhältnisse Ostböhmens. 611 


60° zumeist überschreitenden Winkeln ein. Analog ändert sich auch 
die Streichrichtung. 

Ich vermute, wir befinden uns hier im Bereiche von Störungs- 
linien. In die Verhältnisse auf unserem Gebiete in der alleräußersten 
nordöstlichen Ecke kann jedoch erst die Aufnahme der Nachbarblätter 
Licht bringen. Unser bezügliches Gebiet ist dafür zu klein. Möglicher- 
‘weise fällt sogar das ganze Albatal (in unserem Gebiete!) mit einer 
Dislokationslinie zusammen. 

Nördlich Beranec, Svinna, Viska und Roudne streichen 
die Schiefer mehr oder weniger nordsüdlich und fallen gegen West ein. 

Bezüglich der Lagerungsverhältnisse am Granitit von Studänka 
konnte ich keine Daten sammeln. Betrefis des Granitits von 
Lukawitz— Benätek möge dagegen folgendes Aufnahme finden. 
Nordwestlich von der Lukawitzer Kirche wurde’ auf einem der 
dortigen Feldwege ein nordöstliches Streichen und nordwestliches 
Einfallen beobachtet. Ein gleichsinniges Streichen und Fallen wurde 
nahe am Blattrande im KnöäZnatale südlich Benätek vorgefunden. 
Östlich Debree dagegen streichen die Grünschiefer ostwestlich und 
fallen nördlich ein. Bei Kote 455 ostsüdöstlich vomWirtshause Slavenka 
sehen wir schließlich das dortige Schiefergestein nordwestlich streichen 
und südwestlich einfallen. Daraus folgt, daß auch in der Umgebung 
des in Rede stehenden Granitits die Lagerung nicht ganz den Ver- 
hältnissen entspricht und deshalb vielleicht auf lokale Störungen 
schließen ließe. Ich möchte auch darauf aufmerksam machen, daß 
die Längsachse der länglichen Granititausscheidung von Lukawitz— 
Benätek mit der Richtung des Albatales ganz auffallend parallel 
verläuft. 

In welchem Altersverhältnisse Granitite, Grünschiefer und Phyllite 
zueinander stehen, darüber geben unsere Beobachtungen keinen Auf- 
schluß. Auf dem kristallinen Untergrunde liegen, wie schon anderen 
Ortes bemerkt, fragliches Perm und Kreidebildungen. Letztere sicher 
diskordant. 


612 Dr. Karl Hinterlechner. 


Einleitung, Umgrenzung des Arbeitsgebietes . . ..... 
1. Amphibolgranit von Studänka (Bründlibad) bei Reichenau 
2. Amphibolgranitit von Lukawitz—Benätek. ...... 
a ELT  e Re... Murat. 
4. Phyllitgneis aus dem Jawornitzer Tale. . ... . 2 
5. Phyllitische Gesteine . ..... ER 
Gelerünsähseter.. . TURM. 
bagerangsverhältausse . . .. .. N. As AN er 


Inhalt. 


[18] 


Su japan ir DET 


ER a ET a 


Gesellschafts-Buchdruckerei Brüder Hollinek, Wien, III., Erdbergstraße 3. 


Taf. Xl. 


Über Perthitfeldspäte aus kristallinischen Schiefergesteinen. 


Erklärung zu Tafel XI. 


Fig. 1. Mikroperthit aus Granulitgneis von Reith bei Melk. Schnitt 1 c. 
Geradlinige Albitlamellen in der Fläche (801) und größere Spindel von Oligoklas- 
albit parallel der Hauptachse. Vergrößerung: 80. (Siehe Seite 422.) 


Fig. 2. Mikropertbit aus Granulit von Milikau bei Tscherna (Mähren). 
Schnitt 1 c. Umbiegen der Albitlamellen aus der Richtung (801) in die Richtung 
der Hauptachse. Vergrößerung: 102. (Siehe Seite 424.) 


Fig. 3. Pegmatitartige Durchwachsung von Plagioklas und Orthoklas aus 
fibrolitbreichen Lagen im Plagioklasgneis von Pielach bei Melk. Hochstellung des 
Tubus; Plagioklas hell gerändert. Vergrößerung: 32. (Siehe Seite 425.) 


Fig. 4. Spindeln von Oligoklasalbit im Kryptoperthit aus Granulit von 
Unter-Borry (Mähren). In der Nähe der enger gedrängten Reihe von Spindeln 
befindet sich eine Zone von reinem Kalifeldspat mit anderem optischen Verhalten 
als der umgebende Kryptoperthit. Gekreuzte Nikols. Vergrößerung: 96. (Siehe 
Seite 423.) 


Fig. 5. Antiperthite aus pyroxenführendem Granulitgneis von Kadoletz bei 
Krzischanau (Mähren). Tiefstellung des Tubus; die Orthoklasspindeln erscheinen 
hell gerändert. Vergrößerung: 35. (Siehe Seite 426.) 


Dr. F. E: Suess: Perthitfeldspäte. Tafel Xp. 


Prof. Dr. Becke phot. Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumoffskygasse 23. 
S g g yS 


Tafel XI. 


Verbreitungsgebiet der Prominaschichten. 


Jahrbuch d. k.k. geol. Reichsanstalt, 1904. 54. Bd., 3. u. 4. Hft. 


79 


Erklärung zu Tafel XII. 


Durch eine vertikale und eine horizontale Linie ist die Übersichtskarte in 
vier Sektionen geteilt. Die NW-Sektion entspricht dem Spezialkartenblatte 
Novigrad—Benkovac, die SW-Sektion dem Blatte Zaravecchia—Stretto, 
die SO-Sektion dem westlichen Teile des Blattes Kistanje— Drnis, die NO- 
Sektion dem westlichen Teile des Blattes Knin. 


Lediglich die beiden westlichen Sektionen wurden von mir selbst auf- 
genommen, die SO-Sektion nach dem von Dr. v. Kerner aufgenommenen und 
veröffentlichten Blatte Kistanje—Drnis entworfen, die vermutete Grenzlinie zwischen 
Kreide und Tertiär im Bereiche der NO-Sektion nach der Übersichtskarte von 
G. Stache eingetragen. 


Der Maßstab der vorliegenden Übersichtskarte erforderte naturgemäß mehr- 
fach ein Weglassen, beziehungsweise Zusammenziehen kleinerer Ausscheidungen, 
besonders in der Südhälfte der Karte. Auf Blatt Benkovac (NO-Sektion) wurden 
mehr Details zum Ausdrucke gebracht, und zwar so viel, als mir zum Verständnis 
der vorstehenden Ausführungen nötig schienen. 


Der Kosinakalk wurde durch Verdickung der betreffenden Grenzlinien zum 
Ausdruck gebracht. Das Quartär wurde nur dort ausgeschieden, wo stärkere mit 
Quartär erfüllte Einbruchsgebiete vorliegen oder wo unter der Quartärhülle der 
Verlauf der Grenzlinien der Schichten nicht mit genügender Sicherheit festgestellt 
werden konnte. 


+ bedeatet Brunnen. — oL bedeutet Lokva (Tümpe!). 


Taf XL. 


Jerbreitungsgebiet der Irominaschichten/ 


z Z von 
% 77 IF RI. SCHUBERT. 


Halsstab 1:250.000 


nı_ 


— 
Adarusinkar‘.. 


t Hedi 


Hreidekall u Dolomit 

rg Kosirakalk (Wıtereozän) > 
N 

] Mitteleozäne Kalke Aloeolinen n. Zauptntoiwnnlitenkaby 


Mitteleuzäne Mergel n. Jandsteine 


I Zitnottamnienkalk, (@bereozüner Nummulitenkali) 


Shmsnamergelu. Honglomeratbereozin -Oligezav) 
BE dnarter /Diluviuw w.Alluooon,) 


vermutete benzkiuev 


Fa ny  Falkkeiclen 


ASwoboda gez LitluAnstv. Tl.Baunwarth Wien. 


Jahrbuch der k.k.Geologischen Reichsanstalt.Band LIV.1904. 
Verla der kk6eologischen ReichsanstaltWienll.Rasumoffskygasse 23 . 


| 


DAN 
Aue! 


’ 


Tafel XIV. 


Beitrag zur Säugetierfauna von Leoben. 


7% 


Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 
Fig. 


m 
Se 


a 
Ben 


14. 
15 und 16. 


Te re a 


Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 
Dinotherium 


Erklärung 


bavaricum 
bavaricum 

bavaricum 
bavaricum 
bavaricum 
bavaricum 
bavaricum 

bavaricum 
bavaricum 
bavaricum 
bavaricum 
bavaricum 
buvaricum 

bavaricum 


v. Meyer. 
v. Meyer. 


= 


. Meyer. 


Meyer 


SERIES IELZSESIIS 


Ss 


. Meyer. 
H; v. 


Aceratherium tetradactylum Lart. 


von außen und innen. 


. Meyer. 


. Meyer. 
Meyer. 


. Meyer. 
. Meyer. 
Meyer. 
. Meyer. 
. Meyer. 


Meyer. 


zu Tafel XIV. 


P, des linken Oberkiefers. 
P, des rechten Oberkiefers. 
M, des rechten Oberkiefers. 
M, des linken Oberkiefers. 
M, des rechten Oberkiefers. 
M, des linken Öberkiefers. 
M, des rechten Oberkiefers. 
M, des linken Öberkiefers. 
P, des rechten Unterkiefers. 
P, des rechten Unterkiefers. 
P, des linken Unterkiefers. 
M, des rechten Unterkiefers. 
M, des rechten Unterkiefers. 
M, des rechten Unterkiefers. 
M, des linken Unterkiefers 


Alle Originale sind in natürlicher Größe photographiert. 


Sämtliche Originale befinden sich im Besitze des Prof. A. Zdarsky in Leoben. 


A. Hofmann und A. Zdarsky: Säugetierfauna von Leoben. Tafel XIV 


Autor phot, Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien, 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 


Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumoflskygasse 23. 


erfauna von Leoben. 


4 


- 


ag zur Säuget 


Fig. 


Fig. 


Erklärung zu Tafel XV. 


1. Dinotherium bavaricum H. v. Meyer. Stoßzahn des linken Unterkiefers. 
Zirka in halber natürlicher Größe. 

2-—4. Hyotherium Soemmeringi H.v. Meyer. M, + M, + M, des linken Unter- 
kiefers von außen, oben und innen. 


g. 5. Hyotherium Soemmeringi H. v. Meyer. Milchzahn des linken Unterkiefers 


von außen. 
6 und 7. Hyotherium Soemmeringi H. v. Meyer. M, des rechten Unterkiefers 
von oben und außen. 


. 8 und 9. Hyotherium Soemmeringi H.v. Meyer. M, des rechten Unterkiefers 


von oben und außen. 


ig. 10 und 11. Hyaemoschus erassus Lart. M, und M, des linken Unterkiefers 


von außen und von oben. 


. 12 und 13. Hyaemoschus sp. M, und M, des rechten Oberkiefers von oben 


und von außen. 


. 14. Hyaemoschus sp. P, des rechten Oberkiefers von oben und von außen. 
. 15—17. Hyaemoschus Guntianus H.v. Meyer. P,+ M, + M, des linken Unter- 


kiefers von innen von außen und von oben. 


. 18. Antilope eristata Biederm. M, + M, + M, des linken Unterkiefers. 
. 19 und 20. Antilope cristata Biederm. M, des linken Unterkiefers von außen 


und von oben. 


Mit Ausnahme der Figur 1 sind alle Originale in natürlicher Größe photographiert. 


Sämtliche Originale befinden sich im Besitze des Prof. A. Zdarsky in Leoben. 


A. Hofmann und A. Zdarsky: Säugetierfauna von Leoben. Tafel XV. 


Aut. phot, Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien, 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 
Verlag der k, k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumofiskygasse 23. 


R Paihldu 


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Ep 


Fu, Ka a "21 B 
‚rfauna von L | 
Aoıh we Ariel rinnJ} f MEET NY R y Ve, 


ey N “ mat, wiurer duhie) 5 e 


Fig. 


Erklärung zu Tafel XVI. 


1. Antilope eristata Biederm. Gaumenansicht. 
Fig. ia Schädelfragment, links der Hornzapfen. 


. 2 und 3. Antilope cristata Biederm. P, + P, des rechten Oberkiefers von 


oben und von außen. 


. 4 und 5. Antilope cristata Biederm. P, des rechten Oberkiefers von oben 


und von außen. 


.6 und 7 Antilope cristata Biederm. M,-- M, des rechten Oberkiefers von 


oben und von außen 
8 und 9. Antilope ceristata Biederm Erster rechtseitiger Inzisiv von innen 
und von außen. 


o. 10. Antilope eristata Biederm. Linkseitiger Unterkiefer. 
. 11. Antilope eristata Biederm. Rechtseitiger Unterkiefer mit , + P,+PR,+M.. 
. 12—14. Antilope ceristata Biederm. P, links unten von außen, von oben und 


von innen. 


. 15-17. Antilope ceristata Biederm. P, links unten von außen, von oben und 


von innen. 


. 18—20. Antilope cristata Biederm. P, links unten von außen, von oben und 


von innen. 


. 21 und 22. Antilope cristata Biederm. Proximaler Teil des rechten Femur 


von vorn; Fig. 22 von hinten. 


. 23—25. Antilope cristata Biederm. Distaler Teil der Tibia. Fig. 23 von vorn, 


Fig. 24 von hinten, Fig. 25 von den Gelenkflächen aus. 


. 26. Antilope cristata Biederm. Distaler Teil einer Tibia (links) von vorn; 


der untere Teil von kleinen Nagern stark abgewetzt. 


Alle Originale sind in natürlicher Größe photographiert. 


Sämtliche Originale befinden sich im Besitze des Prof. A. Zdarsky in Leoben. 


A. Hofmann und A. Zdarsky: Säugetierfauna von Leoben. 


Tafel XVT. 


Autor phot, Lichtdruck v. Max Jaffe, Wien. 


Jahrbuch der k. k. geologischen Reichsanstalt Bd. LIV, 1904. 
Verlag der k. k. geologischen Reichsanstalt, Wien, III., Rasumofiskygasse 23. 


en halt. 


3. und 4. Heft. 


Die Neokombildungen bei Kaltenleutgeben. ‘Von P..Steph. Rieharz, 8. 
V.D. , Mit einer Jithographierten Tafel (Nr,. IX) und zwei _Zinko- | 
typien un Text al rag BES SIT RE BEE 343.) 

Kritische Besprechung einiger im Veflauf& der letzten Jahre erschienenen 
Arbeiten tiber Fucoiden. Von Th&odor Fuchs. Mit einer. Lieht- 
Arscktateh (NER N a RR 850: 

Das ‚Grundgebirge im ‘Kartenblatte al Pllten. Von Dr. Franz E. Sness | 
Mit wwer Zrulotypien im Merk N U TR 389.) 

Über Perthitfeldspäte aus kristallinisehen Schiefergesteinen. Von Dr. Franz | 
E. Suess,' Mit 'einer en ra (Nr. XI) und fünf Ziukotypien 
AB ORL SR TR RR LEE ET N a 0 Ve ER 417 | 

Geologisch-petrographische Mikteshullken kus dem Gebiete des Kartenblattes 
Böhm.-Leipa und Dauba, Zone 8, Kel.'XT- der. österr, Spezialkarte. | 
Von H.-V. Gräber in Böhm.-Leips. Mit drei Zinkatypien im Text.v431 

Das Verhreitungsgebiet der Prominäschithten im  Kartenblatte Novigrad.— | 

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Benkovae (Norddalmatien). Von R. J. Schubert. Mit einer geo- 

logischen Übersichtskarte (Tafel Nr! X). „ .. 2. 2... 0... 461 
Zur neuesten Literatur über das Deldisch.Achlennöhe Grenzgebiet. ‚Von 

Dr. W. Petrascheck, Mit zwei Zinkoötypien im Text ı... ... 51l 
Die kristallinen Alpen ‘des. Ultentäles, IT: Das Gebirge sördlich der Falt-. > 

schaner, :Von Dr. W. Hafumer. Mit einer Tafel (Nr. XIII) und 

13 Zinkotypien im Text. 
Beitrag zur Siugetierfauna von Leüben. VonA.HofmannundA.Zdars ky- 

Mit: drei. Lichtdrucktafeln (Nr. XIV-XVI) we 577 
Beiträge zur Kenntnis. der geologischen Verhältnisse Östböhmens. 1. Teil. 

Das kristallinische ‚Gebiet bei Reichenau a. d, Kn., Blatt Reichenau— 

Tyniät, Zone 5, Kol. XIV. Vön Dr, Kärl Hinterlechner . .'. 5% 


NB. Die Autoren allein sind für‘ den Inhalt‘ und die Form | 
ihrer Aufsätze verantwortlich. 


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Gesellachnfiä-Knekäinkenei Brüder Hollinek, ‚Wien, Im. Erdbergstraße 8: 


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